Composición y estructura de la corteza terrestre. La estructura interna de la Tierra

La característica principal de la estructura de la Tierra es la heterogeneidad de las propiedades físicas y la diferenciación de la composición de la materia a lo largo del radio con la separación de varias capas. Los horizontes superiores de la corteza terrestre (hasta profundidades de 15 a 20 km), que están abiertos por minas, pozos y perforaciones, están disponibles para la observación directa. Las zonas más profundas de la Tierra se exploran utilizando un complejo de métodos geofísicos (de particular importancia es el método sísmico).

Según los datos sísmicos, se distinguen tres regiones de la Tierra.

La corteza terrestre "Sial" (capa A según Bullen) es la capa superior sólida de la Tierra. El espesor es de 5-12 km bajo las aguas de los océanos, 30-40 km en zonas planas y hasta 50-75 km en zonas montañosas.

Manto terrestre (Sima): debajo de la corteza terrestre hasta una profundidad de 2900 km. El manto se subdivide en manto superior B y C (hasta 900-1000 km) e inferior (900-1000 a 2900 km).

El núcleo de la Tierra (Nife). El núcleo exterior (E) se distingue hasta 4980 km, la capa de transición 4980-5120 km y el núcleo interior por debajo de 5120 km.

El ZK está separado del manto por un límite sísmico bastante definido. Esta sección se llama el límite de Mohorović.

La astenosfera es una capa de rocas relativamente menos densas en la capa B del manto superior. Aquí, hay una disminución en la velocidad de las ondas sísmicas y un aumento en la conductividad eléctrica. Las profundidades de la capa astenosférica son diferentes.

La litosfera es una capa suprastenosférica sólida del manto junto con el GC.

la corteza terrestre. Hay 4 tipos: continental, oceánico, subcontinental, suboceánico.

tipo continental. Su espesor: llanuras (35-40 km), montañas (55-70 km). La estructura incluye una capa sedimentaria, granito y basalto. La capa sedimentaria está representada por rocas sedimentarias. Granito: granitos, imanes de granito, rocas metamorfoseadas. Basalto - rocas basálticas.

Tipo oceánico, característico del lecho del Océano Mundial. El espesor varía de 5 a 12 km. Consta de tres capas: sedimentaria (sedimentos marinos sueltos), basáltica (lavas basálticas), gabro-serpentinita (rocas ígneas y básicas).

tipo subcontinental. Cercano a continental. Distribuida en la periferia de los continentes y en la zona de arcos insulares. Representado por las siguientes capas: sedimentario-volcánica (0,5-5 km), granito (hasta 10 km), basalto (15-40 km).

tipo suboceánico. Se limita a las cuencas de los mares marginales e interiores (Ojotsk, Japonés, Mediterráneo, Negro, etc.). Es similar en estructura a la oceánica, pero difiere de ella en el aumento del espesor de la capa sedimentaria. En algunos casos, su espesor alcanza los 10 km.

Manto. La capa B (capa de Gutenberg) es un estado sólido de agregación, profundidad hasta 410 km, densidad 4,3 g/cm3. Capa C (capa Golitsyn) - 400-1000 km, distinguida por geofísica. La capa D (manto inferior) - D’ (1000-2700 km) y D” (2700-2900 km) tiene una alta densidad, hay una diferenciación de la materia, que va acompañada de la liberación de una gran cantidad de energía.

Núcleo. Capa E (núcleo externo) - profundidad 2900-4980 km, estado líquido de agregación, densidad 10 g/cm3. Capa F (entre el núcleo externo e interno) - 4980-5120 km, estado sólido de agregación. Capa G (núcleo central) - composición química Fe 90%, Ni 10%, estado sólido de agregación, próximo a fundirse por alta presión, densidad 13-14 g/cm3.

Clasificación y principales características de las rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias se forman en la parte superficial de la ZK como resultado de la destrucción y redeposición de rocas preexistentes (arenisca, arcilla), la precipitación de soluciones acuosas (sal gema, yeso) y la actividad vital de organismos y plantas (coral piedra caliza, carbón).

Las rocas sedimentarias son menos densas que las rocas ígneas y metamórficas y, a menudo, porosas. Se presentan en forma de capas, sus espesores se caracterizan por capas. Los asentamientos sedimentarios contienen restos fósiles de organismos, y algunos de ellos están compuestos enteramente por conchas. La gran mayoría de las acumulaciones de petróleo y gas están encerradas en el asedio.

Todas las rocas sedimentarias se dividen en clásticas, arcillosas, quimiogénicas, organogénicas y mixtas.

Los sedimentos clásticos se forman debido a la acumulación de productos de destrucción mecánica de rocas preexistentes. Las rocas arcillosas están compuestas en un 50% o más por minerales arcillosos y material finamente disperso (<0,01 мм) - пелита. Группу хемогенных составляют породы, образовавшиеся в результате выпадения из истинных и коллоидных водных растворов. Осаждение их чаще всего происходит в лагунах и озерах. В группу органогенных выделяют продукты жизнедеятельности организмов, главным образом, скелетные остатки морских, реже пресноводных беспозвоночных.

Rocas clásticas y arcillosas. Según el tamaño de los fragmentos constituyentes se distinguen rocas clásticas gruesas, arenosas, limosas y pelíticas.

Las rocas arcillosas ocupan una posición intermedia entre las rocas puramente químicas y las detríticas. A la hora de clasificar las rocas clásticas también se tiene en cuenta la forma de los fragmentos (redondeados y no redondeados), así como la presencia o ausencia de un material cementante. Los escombros gruesos se acumulan cerca de las rocas que se derrumban. A medida que se aleja, se encuentran rocas clásticas medias (arenosas), clásticas finas (limosas) y clásticas finas (pelíticas). De las rocas clásticas y arcillosas, las areniscas, las limolitas y las arcillas son las más comunes.

rocas quimiogénicas. Este grupo incluye piedra caliza, sal gema, yeso y otras rocas monominerales. Su rasgo característico es la ausencia de residuos orgánicos. Se forman como resultado de la precipitación de sales de soluciones acuosas.

rocas organogénicas. Están representados por piedra caliza de concha, tiza de escritura, así como carbón, asfalto, pizarra bituminosa, etc. Se forman como resultado de la acumulación de residuos orgánicos después de la muerte de animales y plantas. En algunas rocas, estos restos son visibles a simple vista. Otras rocas, como la tiza para escribir, están compuestas por esqueletos calcáreos duros de microorganismos. Y, por último, las terceras (carbones, asfaltos, etc.) son rocas en las que, junto al componente mineral, existen sustancias de origen orgánico.

Razas de origen mixto. Este grupo de rocas incluye margas, calizas arenosas y arcillosas, etc. Tales rocas están formadas por detritos y algún otro material (de origen químico u orgánico).

Campos físicos de la Tierra

Los campos físicos creados por el planeta como un todo y por cuerpos aislados individuales están determinados por la combinación de propiedades inherentes a cada objeto físico. Es por ello que el estudio de los campos geofísicos cobra especial importancia en el estudio de las propiedades físicas de las rocas en muestras y macizos.

campo de gravedad

Naturaleza y características del campo gravitatorio. La enorme masa de la Tierra es la razón de la existencia de fuerzas de atracción que actúan sobre todos los cuerpos y objetos situados en su superficie. El espacio dentro del cual se manifiestan las fuerzas de atracción de la Tierra se denomina campo de gravedad o campo gravitatorio. Refleja la naturaleza de la distribución de masas en las entrañas del planeta y está íntimamente relacionado con la figura de la Tierra. Cada punto de la superficie terrestre tiene su propia magnitud de gravedad; en el centro de la Tierra, la fuerza de gravedad es cero La magnitud de la fuerza de gravedad se expresa en galones. Las características del campo gravitatorio se miden utilizando gravímetros, con menos frecuencia dispositivos de péndulo.

El valor promedio de la gravedad en la superficie de la Tierra es 979.7 gal. El valor de la gravedad aumenta naturalmente desde el ecuador hasta los polos, de 978,04 a 983,24 gal. Para cada punto de la superficie terrestre, suponiendo homogeneidad de masas, se puede calcular el valor teórico de la gravedad. Las desviaciones de los valores reales de gravedad de los calculados teóricamente, debido a la distribución desigual de masas y otras razones, se denominan anomalías gravitatorias. Una característica esencial del campo gravitatorio de la Tierra es su constancia comparativa en ciertos intervalos de tiempo. Durante varios procesos geotectónicos, que conducen al movimiento de masas y la reestructuración parcial de la estructura de la Tierra, también se producen cambios en el campo gravitatorio. Al mismo tiempo, por la naturaleza, dirección y magnitud de los cambios en los elementos del campo, se pueden juzgar las características de los procesos tectónicos y sus resultados. Asignar regional y local anomalías del campo de gravedad. Los primeros ocupan áreas de decenas y centenas de miles de kilómetros cuadrados y se distinguen por su alta intensidad (decenas a centenas de miligals). Las anomalías locales aparecen dentro de los límites de las anomalías regionales.

Regularidades de la distribución de las características del campo gravitatoriola. Actualmente se considera establecida la naturaleza del campo gravitatorio de los principales elementos estructurales de la corteza terrestre. gravedadnuevo campo de áreas de plataforma con un relieve tranquilo, independientemente de la edad del basamento cristalino, es del mismo tipo en la naturaleza. En las plataformas se registra una alternancia de pequeñas anomalías positivas y negativas con una intensidad de decenas de miligals. Las anomalías de este tipo se deben principalmente a la estructura (distribución de masa) del basamento cristalino de las plataformas y horizontes más profundos de la corteza terrestre situados a unas pocas decenas de kilómetros de profundidad. Campo gravitacional de áreas plegadas de montaña difiere en heterogeneidad y estructura compleja, dependiendo de la edad (etapa de desarrollo geosinclinal).

El estudio de los campos de gravedad se lleva a cabo para identificar las características de la estructura de la corteza terrestre, identificar grandes fallas tectónicas, zonificación tectónica de la corteza terrestre, establecer los límites de petróleo y gas, zonas carboníferas y minerales y así como para la búsqueda y exploración de yacimientos minerales (hierro, cromitas, cobre, polimetales, azufre, sales minerales, etc.).

térmicocampo

La naturaleza del campo térmico. . El régimen térmico de la Tierra es muy complicado, ya que el planeta se encuentra en la interacción de dos procesos de dirección opuesta: absorbe e irradia calor simultáneamente. El campo térmico se forma debido a fuentes externas e internas.La principal fuente de energía externa es la radiación solar. . La energía radiante del Sol, recibida por la superficie terrestre, es en promedio de 8,4 J/(cm 2 min).

Las fuentes de calor interno de la Tierra son: la desintegración radiactiva de los elementos; energía de diferenciación gravitatoria de la materia; calor residual sobrante de la formación del planeta; efecto exotérmico de polimórficas, electrónicas, transiciones de fase y reacciones químicas; calor asociado a la acción de los neutrinos; energía elástica liberada por terremotos; calor debido a procesos de fricción de las mareas, etc. En la actualidad se han estimado aproximadamente los valores del calor interno de la Tierra y se ha establecido que el más importante de ellos es la radiactividad de los elementos químicos terrestres, la mayor parte de los cuales se concentra en la parte superior del planeta.

La estructura del campo térmico.. Según las condiciones de temperatura, la corteza terrestre se divide en zonas superior (solar) e inferior (geotérmica). En la zona superior (hasta 30 - 40 m), afecta la influencia del calor solar penetrante. Las condiciones de temperatura de la zona geotérmica están determinadas por el calor profundo. Entre las fluctuaciones de temperatura provocadas por la radiación solar, se encuentran las diurnas, estacionales, anuales y seculares. Cuanto más largo sea el período de fluctuaciones en las temperaturas de la superficie, más profundamente penetrarán estas fluctuaciones en los intestinos.

Uso práctico del calor de la Tierra. En las condiciones modernas, la energía térmica del subsuelo se vuelve competitiva con las fuentes de energía tradicionales (carbón, petróleo, gas, combustible nuclear). Además, el desarrollo de depósitos geotérmicos (aguas termales). El estudio del campo térmico de la Tierra también es necesario para predecir las condiciones para la minería subterránea de depósitos de carbón y minerales. Finalmente, el régimen térmico del subsuelo es un indicador de depósitos de minerales combustibles y minerales sulfurados. Por lo tanto, los parámetros del campo térmico anómalo se utilizan en trabajos de exploración.

Un campo magnético.

Naturaleza, estructura y características del campo magnético.. Alrededor del globo y dentro de él hay un campo magnético. Según la investigación espacial, se extiende más allá del planeta en una distancia que supera diez veces el radio de la Tierra, formando una magnetosfera.

El campo magnético de la Tierra afecta la orientación de los minerales ferromagnéticos (magnetita, ilmenita, titanomagnetita, hematita, pirrotita) en las rocas. Este efecto ocurre cuando los minerales ferromagnéticos sólidos flotan en el fundido durante la solidificación de las rocas ígneas, o en solución durante la formación de las rocas sedimentarias. Las rocas ígneas ultrabásicas y básicas (basaltos, gabros, peridotitas, serpentinitas) y las arenas continentales de color rojo de génesis sedimentaria reaccionan más fuertemente al campo magnético terrestre. Con base en el estudio de la orientación de los minerales ferromagnéticos (pero solo en rocas completamente inalteradas y sin dislocar), es posible determinar la dirección del campo magnético durante la formación de la roca correspondiente. Estos estudios de paleomagnetismo, i.e. La magnetización "fósil" de las rocas se está volviendo ahora de gran importancia.

De acuerdo con las propiedades magnéticas, las rocas difieren significativamente y se pueden dividir en altamente magnéticas, débilmente magnéticas y prácticamente no magnéticas. Como regla general, con una disminución en la basicidad de las rocas, se debilitan sus propiedades magnéticas, que, de acuerdo con esta característica, se pueden compilar en las siguientes series: formaciones ígneas ultrabásicas, básicas, medias y ácidas, rocas sedimentarias terrígenas, organogénicas e hidroquímicas. .

Dado que las rocas con propiedades magnéticas mejoradas suelen formar cuerpos y capas aislados entre rocas débilmente magnéticas, la morfología de su segregación determina la estructura y la forma de las anomalías magnéticas. Las anomalías magnéticas regionales y locales difieren entre sí en orden, intensidad, gradientes, áreas, extensión, contornos en planta y sección vertical.

Kursk es una de las anomalías magnéticas locales más grandes del mundo, debido a la presencia relativamente superficial de cuarcitas ferruginosas. Aquí, los valores de la declinación magnética varían de 10 a 180°, y las inclinaciones de 40 a 90°.

El estudio del campo magnético anómalo obtenido como resultado de estudios aeromagnéticos, hidromagnéticos y terrestres es ampliamente utilizado actualmente para estudiar la estructura de la corteza terrestre, para buscar y explorar diversos minerales.

Estrechamente relacionado con el magnetismo de la Tierra está su campo eléctrico natural (telúrico), que es el menos estudiado de todos los campos físicos del planeta. En la actualidad, hay muy poca información sobre la estructura y las variaciones temporales del campo eléctrico. Los factores externos e internos que determinan el campo eléctrico no han sido establecidos con suficiente confiabilidad.

Se supone (T. Rikitaki) que además de las perturbaciones artificiales, casi todas las fluctuaciones de las corrientes telúricas son provocadas por la inducción electromagnética en el interior de la Tierra debido a los cambios en el tiempo del campo magnético externo. Los factores que causan las corrientes telúricas también incluyen: procesos eléctricos estratosféricos (fluctuaciones ionosféricas, auroras); procesos eléctricos de frontera (procesos eléctricos de filtración, corrientes de convección en las capas inferiores de la atmósfera, tormentas eléctricas, etc.); procesos eléctricos litosféricos procesos (voltajes de contacto, procesos termoeléctricos y electroquímicos), variaciones geomagnéticas causadas por las corrientes de marea oceánicas, asociado con terremotos, con actividad volcánica, procesos termodinámicos profundos.

En la actualidad, basados ​​en el aprovechamiento del campo eléctrico natural de la Tierra, se han desarrollado métodos geofísicos para el estudio de la estructura interna de la corteza terrestre, prospección y exploración de yacimientos minerales.

Tipos de ocurrencia de rocas sedimentarias (conformables, discordantes, horizontales, monoclinales, plegadas, clinoformas)

La forma primaria de ocurrencia de las rocas sedimentarias es una capa o capa. plastoma(capa) es un cuerpo geológico compuesto de roca sedimentaria homogénea, limitada por dos superficies de lecho paralelas, que tiene un espesor aproximadamente constante y ocupa un área significativa. Se denominan a una serie de capas o estratos que se superponen (superponen) y se subyacen entre sí y se unen según alguna característica (edad geológica, origen, rasgo petrográfico, etc.). séquito. En los afloramientos se pueden observar capas de rocas. Afloramiento capas (capas) de rocas se llama su salida a la superficie de la Tierra.

La superficie límite inferior se llama único, arriba - techumbre. Las capas de rocas marinas sedimentarias son las más consistentes en espesor en grandes áreas. Los depósitos continentales se caracterizan por espesores menos consistentes de las capas, que también se caracterizan por formas de ocurrencia lenticulares y en forma de nido.

La aparición inicial de sedimentos en la mayoría de los casos es casi horizontal. Cualquier desviación de las capas de la ocurrencia horizontal original se denomina dislocación (violación). Las dislocaciones ocurren sin discontinuidad de las capas ( plicativo dislocaciones) y con un hueco ( dislocaciones disyuntivas). Todas las dislocaciones son el resultado de movimientos en la corteza terrestre.

A ocurrencia concordante de rocas los límites de las capas son casi paralelos. Esta posición de los límites también se conserva en el caso de lechos inclinados y plegados. Un rasgo característico de la aparición de consonantes es también la aparición sucesiva de capas más jóvenes sobre las más antiguas. Las rocas se formaron en condiciones de hundimiento sucesivo y acumulación continua de sedimentos.

Con un desarrollo geológico más complejo, las rocas pueden estar en condiciones ocurrencia de disconformidad. Una característica de este tipo de ocurrencia es la presencia en la sección de los llamados superficies de lavado (discordancias), indicando la presencia de una ruptura en la sedimentación. En esta superficie entran en contacto rocas con una diferencia significativa de edad.

Depósitos delta: condiciones de formación, composición litológica, condiciones de ocurrencia, mapas paleogeográficos.

Yakushov "Geología general":Delta. Cuando el río desemboca en el mar, se produce una fuerte caída del caudal y todos los escombros que trae el río caen al fondo de la parte costera del embalse, formando cono de extracción detallado. Creciendo gradualmente hacia el mar en anchura y altura, comienza a aparecer en la superficie en forma de delta con la parte superior hacia el río, y con la base ensanchada e inclinada hacia el mar. El término "delta" se utilizó por primera vez en relación con el abanico del Nilo debido a la similitud de su forma con la letra griega ∆. Los deltas se forman a una profundidad del mar relativamente poco profunda, una abundancia de material detrítico traído por el río a la desembocadura, la ausencia de mareas altas y bajas y fuertes corrientes costeras y, lo más importante, con el predominio de la tasa de acumulación de sedimentos. sobre la tasa de hundimiento tectónico o su igualdad. El delta terrestre se transforma en delta submarino, o delantero-delta. Si el mar es relativamente poco profundo, el lecho del río se llena rápidamente de sedimentos y ya no puede pasar a través de sí mismo toda la cantidad de agua entrante del río. Como resultado, el río está buscando una salida del remanso creado, rompe las orillas y forma nuevos canales adicionales. Como resultado, un sistema de canales de ramificación, llamado mangas, o conductos Un ejemplo llamativo de un delta con múltiples ramificaciones es el delta del río. Volga (Fig. 7.21). Los canales dividen el delta en islas pequeñas y grandes separadas. Los pozos ribereños se forman cerca de grandes canales - melena, compuesta por material arenoso y franco-arenoso, y entre ellas existe una parte cóncava de la isla con una cubierta franco-arcillosa, a veces ocupada por un lago o pantanoso. Durante el desarrollo del delta, los canales individuales gradualmente se vuelven poco profundos, mueren y se convierten en pequeños lagos o pantanos. Con cada crecida, el delta del río cambia de forma: sube, se ensancha y se alarga hacia el mar. Como resultado, en las desembocaduras de varios ríos se forman vastas planicies aluvial-deltaicas con una topografía compleja y una proporción de diferentes tipos genéticos de sedimentos.

Los deltas varían en tamaño. Las dimensiones más grandes (longitud de más de 1000 km, ancho de 300 a 400 km) son alcanzadas por una enorme llanura aluvial-deltaica, que es un delta fusionado de los ríos Huang He y Yangtze. La llanura aluvial-deltaica común de los ríos Brahmaputra, Ganges y los contiguos desde el suroeste del río tiene dimensiones similares. Mahanadi. El área de los deltas de los ríos Tigris y Éufrates es de 48,000 km 2, Lena, alrededor de 28,000, Volga, alrededor de 19,000 km 2. El crecimiento de los deltas en anchura y hacia el mar procede a ritmos diferentes. Según M. V. Klenova, antes de la regulación del flujo del Volga, su delta aumentó en un promedio de 170 m por año (ver Fig. 7.21).

Las regiones deltaicas también se caracterizan por la migración de canales a lo largo del tiempo. Así, a partir de 1852, el cauce principal del río. El río Amarillo pasa al norte de Shandong, y antes de eso estaba en la parte sur del delta, pasaba por alto Shandong desde el sur y desembocaba en el mar a una distancia de 480 km de su desembocadura moderna. La altura insignificante y la superficie plana del delta contribuyen a cambios repentinos en la dirección del río. Huang He, que provoca inundaciones desastrosas.

Un delta peculiar. Misisipí. El río amplía su cauce hacia el mar en forma de profundos canales a modo de dedos (delta del tipo "pata de pájaro"). Esta peculiaridad del delta se explica por el hecho de que el río trae una gran cantidad de limos predominantemente delgados, que se depositan en las partes del cauce, formando murallas impermeables. El avance de tal canal hacia el Golfo de México es de 75 m por año. El segundo rasgo característico del delta del río. Mississippi: su formación en condiciones de hundimiento de la corteza terrestre al mismo ritmo de acumulación de sedimentos deltaicos. Como resultado, el espesor de los depósitos delta alcanza varios cientos de metros. Según A. Holmes, la perforación reveló un espesor de unos 600 my el espesor real de los depósitos del delta, estimado a partir de datos geofísicos, es mucho mayor. Al mismo tiempo, en varios otros ríos, el espesor de los depósitos deltaicos no excede el espesor normal del aluvión perstrativo.

Depósitos delta. En los deltas de los ríos, se encuentran depósitos de diversa composición y génesis: 1) depósitos aluviales de canales de canales, representados en ríos planos por arenas y arcillas, en ríos montañosos - por material más grueso; 2) depósitos lacustres formados en cuerpos de agua cerrados: canales entrelazados o partes bajas de islas entre canales, representados principalmente por sedimentos arcillosos ricos en materia orgánica; 3) depósitos de pantanos: turberas que aparecen en el sitio de lagos cubiertos de vegetación; 4) sedimentos marinos formados durante las olas de marejada. Estos depósitos se reemplazan tanto en la dirección horizontal como en la vertical, debido a los frecuentes movimientos de los cauces del cauce, que están asociados al traslado y acumulación de sedimentos del cauce, la formación de lagunas, diversas depresiones, encharcamientos y otros procesos. En varios casos, los sedimentos deltaicos son arrastrados por el viento y se observa la formación de depósitos eólicos y accidentes geográficos.

Además de la acumulación de material clástico en los deltas submarinos y en el espacio preestuario del mar, en ocasiones se produce una precipitación de sustancias traídas por los ríos en disolución, principalmente coloidales (Fe, Mn, A1, etc.) bajo la influencia de agua de mar salada, se produce su coagulación (latín "coagulación" - coagulación). En las desembocaduras de los ríos también se suele observar la precipitación de coloides orgánicos. El efecto coagulante del agua de mar es especialmente pronunciado durante las inundaciones, cuando los caudales de los ríos están muy embarrados.

De conferencias: los sedimentos deltaicos se acumulan fuera del río en forma de abanico aluvial. Tienen una estructura de tres capas. La capa superior son guijarros, las capas son horizontales. La capa intermedia es arena, ropa de cama oblicua. La capa inferior es arcilla, capas horizontales. Estos depósitos están enriquecidos en sedimentos vegetales y, por lo tanto, son prometedores para el petróleo y el gas.

Métodos para determinar la edad de las rocas. Mesa geológica. Escalas estratigráficas local, regional y general.

De conferencias: La edad absoluta es un período de tiempo que ha transcurrido desde la formación de las rocas, es decir, un año.

La edad relativa es la edad de las rocas en comparación con las rocas de arriba o de abajo.

Definir edad absoluta utilizando el método de la geocronología nuclear. Estos métodos se basan en la desintegración de elementos radiactivos. La tasa de descomposición es constante y no depende de ninguna condición que ocurra en la Tierra. Conociendo la vida media de un elemento, se puede determinar la edad del mineral y su contenido.

Métodos básicos de geocronología nuclear:

Guiar

rubidio-estroncio

radiocarbono

Argón Potasio

método de potasio-argón determina la edad de las rocas que contienen potasio y argón, que se formaron cerca de la superficie terrestre o sobre ella y que posteriormente no fueron sometidas ni siquiera a un ligero calentamiento y presión. El rango de edad es de 100 millones de años y más.

Método de rubidio-estroncio Se usa solo para rocas, ya que bajo ciertas condiciones pueden ocurrir reacciones químicas entre minerales. El rango de edad es de 5 millones de años en adelante.

método principal es el más perfecto. Determinando la edad de las rocas formadas a lo largo de la historia geológica de la Tierra, la edad de los meteoritos, rocas de los planetas del sistema solar y satélites. El rango de edad es de 30 millones de años en adelante.

método de radiocarbono utilizado en arqueología. Determinar la edad de los depósitos más jóvenes de la corteza terrestre. Rango de edad de 2 a 60 mil años ± 200 años.

La Tierra, como muchos otros planetas, tiene una estructura interna en capas. Nuestro planeta está formado por tres capas principales. La capa interna es el núcleo, la capa externa es la corteza terrestre y el manto se encuentra entre ellos.

El núcleo es la parte central de la Tierra y se encuentra a una profundidad de 3000-6000 km. El radio del núcleo es de 3500 km. Según los científicos, el núcleo consta de dos partes: la externa, probablemente líquida, y la interna, sólida. La temperatura central es de unos 5000 grados. Las ideas modernas sobre el núcleo de nuestro planeta se obtuvieron en el curso de estudios a largo plazo y análisis de los datos obtenidos. Así, se ha comprobado que el contenido de hierro en el núcleo del planeta alcanza el 35%, lo que determina sus propiedades sísmicas características. La parte exterior del núcleo está representada por corrientes giratorias de níquel y hierro, que conducen bien la corriente eléctrica. El origen del campo magnético de la Tierra está asociado con esta parte del núcleo, ya que el campo magnético global es creado por las corrientes eléctricas que fluyen en la sustancia líquida del núcleo exterior. Debido a la temperatura muy alta, el núcleo externo tiene un impacto significativo en las áreas del manto que están en contacto con él. En algunos lugares hay enormes flujos de calor y masa dirigidos a la superficie de la Tierra. El núcleo interno de la Tierra es sólido y también tiene una temperatura alta. Los científicos creen que tal estado de la parte interna del núcleo es proporcionado por una presión muy alta en el centro de la Tierra, que alcanza los 3 millones de atmósferas. A medida que aumenta la distancia a la superficie de la Tierra, aumenta la compresión de las sustancias y muchas de ellas pasan al estado metálico.

La capa intermedia, el manto, cubre el núcleo. El manto ocupa alrededor del 80% del volumen de nuestro planeta, es la mayor parte de la Tierra. El manto se ubica hacia arriba desde el núcleo, pero no llega a la superficie de la Tierra, desde el exterior está en contacto con la corteza terrestre. Básicamente, la sustancia del manto se encuentra en estado sólido, a excepción de la capa viscosa superior de unos 80 km de espesor. Esta es la astenosfera, traducida del griego significa "bola débil". Según los científicos, la sustancia del manto se mueve constantemente. Con un aumento en la distancia desde la corteza terrestre hacia el núcleo, la sustancia del manto pasa a un estado más denso.

Afuera, el manto está cubierto por la corteza terrestre, una capa externa fuerte. Su espesor varía desde varios kilómetros bajo los océanos hasta varias decenas de kilómetros en las cadenas montañosas. La corteza terrestre representa solo el 0,5% de la masa total de nuestro planeta. La composición de la corteza incluye óxidos de silicio, hierro, aluminio, metales alcalinos. La corteza continental se divide en tres capas: sedimentaria, granítica y basáltica. La corteza oceánica está formada por capas sedimentarias y basálticas.

La litosfera de la Tierra está formada por la corteza terrestre junto con la capa superior del manto. La litosfera está compuesta por placas litosféricas tectónicas, que parecen “deslizarse” sobre la astenosfera a una velocidad de 20 a 75 mm por año. Las placas litosféricas que se mueven entre sí tienen diferentes tamaños y la cinemática del movimiento está determinada por la tectónica de placas.

Vídeo de presentación "Estructura interna de la Tierra":

Presentación "La geografía como ciencia"

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De hecho, esta es una pregunta bastante simple, por supuesto, si tiene al menos una pequeña idea de la estructura de nuestro planeta. En general, para aquellos que se perdieron la geografía, no solo responderé, sino que también hablaré brevemente sobre cómo funciona nuestra Tierra. :)

El poder de las capas internas de la Tierra

Sin embargo, nuestro planeta, como la mayoría de los demás, está lejos de ser homogéneo, pero se presenta en forma de "pastel": capas ubicadas una encima de la otra. Según los datos obtenidos del estudio de la estructura interna del planeta, los científicos pudieron calcular la potencia aproximada de cada uno:

• núcleo: el radio total de las partes líquidas y sólidas es de 3500 km;
• manto - espesor de capa no más de 2900 km;
• corteza - varía entre 10-120 km.

Por lo tanto, resulta que el más poderoso - el manto - hasta el 85% de la masa total de la Tierra.

La estructura del planeta Tierra.

Entonces, en su parte central se ubica el núcleo. Según la mayoría de los científicos, está representado por dos partes: externa e interna. Al mismo tiempo, la parte interior es sólida, lo que no se puede decir de la capa exterior. Sin embargo, esto es solo una hipótesis basada en una investigación a largo plazo y un análisis en profundidad. Pero no hay duda de que la sustancia principal del núcleo, o más bien su parte interna, está representada por hierro, hasta un 38%. En cuanto a la capa exterior, está formada por flujos de hierro y níquel que giran lentamente. Por cierto, es con esta característica que se asocia un fenómeno como el campo magnético del planeta.

Además, hacia la superficie, se encuentra el manto, hasta el 85% del volumen total de la Tierra, lo que, de hecho, hace que esta parte sea la más grande. La gran mayoría está representada por materia sólida, pero la sección superior, hasta 100 kilómetros, es viscosa y está cubierta con corteza, una capa exterior fuerte. Tiene las siguientes capas:

• basáltico;
• granito;
• sedimentario.

Además, distinguen entre la corteza oceánica cubierta de agua y la que se convirtió en la base de los continentes: la continental. Cada especie tiene ciertas características, pero la principal diferencia es la ausencia de una capa de granito en el tipo oceánico.

Métodos para estudiar la estructura interna y la composición de la Tierra

Los métodos para estudiar la estructura interna y la composición de la Tierra se pueden dividir en dos grupos principales: métodos geológicos y métodos geofísicos. Métodos geológicos se basan en los resultados de un estudio directo de los estratos rocosos en afloramientos, labores mineras (minas, socavones, etc.) y sondeos. Al mismo tiempo, los investigadores tienen a su disposición todo el arsenal de métodos para el estudio de la estructura y composición, lo que determina el alto grado de detalle de los resultados obtenidos. Al mismo tiempo, las posibilidades de estos métodos para estudiar las profundidades del planeta son muy limitadas: el pozo más profundo del mundo tiene una profundidad de solo -12262 m (Kola superdeep en Rusia), incluso se han logrado profundidades más pequeñas al perforar el fondo del océano (alrededor de -1500 m, perforación del buque de investigación estadounidense "Glomar Challenger"). Por lo tanto, las profundidades que no superan el 0,19% del radio del planeta están disponibles para el estudio directo.

La información sobre la estructura profunda se basa en el análisis de datos indirectos obtenidos métodos geofísicos, principalmente los patrones de cambio con la profundidad de varios parámetros físicos (conductividad eléctrica, factor de mérito mecánico, etc.) medidos durante los levantamientos geofísicos. El desarrollo de modelos de la estructura interna de la Tierra se basa principalmente en los resultados de estudios sísmicos basados ​​en datos sobre las leyes de propagación de las ondas sísmicas. En los centros de terremotos y poderosas explosiones, surgen ondas sísmicas: vibraciones elásticas. Estas ondas se dividen en ondas de volumen, que se propagan en las entrañas del planeta y las "translúcen" como rayos X, y ondas superficiales, que se propagan paralelas a la superficie y "sondean" las capas superiores del planeta a una profundidad de decenas a cientos de kilómetros.
Las ondas corporales, a su vez, se dividen en dos tipos: longitudinales y transversales. Las ondas longitudinales con una alta velocidad de propagación son las primeras en ser registradas por los receptores sísmicos, se denominan ondas primarias u ondas P ( De inglés. primaria - primaria), las ondas transversales "más lentas" se denominan ondas S ( De inglés. secundaria - secundaria). Las ondas transversales, como se sabe, tienen una característica importante: se propagan solo en un medio sólido.

En los límites de los medios con diferentes propiedades, las ondas se refractan, y en los límites de los cambios bruscos en las propiedades, además de las ondas refractadas, reflejadas y convertidas, surgen. Las ondas de corte pueden estar desplazadas perpendicularmente al plano de incidencia (ondas SH) o desplazadas en el plano de incidencia (ondas SV). Cuando cruzan el límite de los medios con diferentes propiedades, las ondas SH experimentan una refracción ordinaria y las ondas SV, excepto las ondas SV refractadas y reflejadas, excitan las ondas P. Es así como surge un complejo sistema de ondas sísmicas, "atravesando" las entrañas del planeta.

Al analizar los patrones de propagación de ondas, es posible identificar falta de homogeneidad en las entrañas del planeta: si a cierta profundidad se registra un cambio abrupto en las velocidades de propagación de las ondas sísmicas, su refracción y reflexión, podemos concluir que a esta profundidad hay un límite de las capas internas de la Tierra, que difieren en sus propiedades físicas.

El estudio de las vías y velocidades de propagación de las ondas sísmicas en las entrañas de la Tierra permitió desarrollar un modelo sísmico de su estructura interna.

Las ondas sísmicas, que se propagan desde la fuente del terremoto hacia las profundidades de la Tierra, experimentan los saltos más significativos de velocidad, se refractan y reflejan en las secciones sísmicas ubicadas en las profundidades. 33 kilometros y 2900 kilometros de la superficie (ver fig.). Estos nítidos límites sísmicos permiten dividir las entrañas del planeta en 3 geosferas internas principales: la corteza, el manto y el núcleo de la tierra.

La corteza terrestre está separada del manto por un límite sísmico agudo, en el que la velocidad de las ondas longitudinales y transversales aumenta abruptamente. Así, la velocidad de las ondas transversales aumenta bruscamente de 6,7 a 7,6 km/s en la parte inferior de la corteza a 7,9 a 8,2 km/s en el manto. Este límite fue descubierto en 1909 por el sismólogo yugoslavo Mohorovičić y posteriormente fue nombrado Frontera de Mohorović(a menudo abreviado como límite Moho o M). La profundidad promedio del límite es de 33 km (cabe señalar que este es un valor muy aproximado debido a diferentes espesores en diferentes estructuras geológicas); al mismo tiempo, debajo de los continentes, la profundidad de la sección Mohorovichich puede alcanzar los 75-80 km (que se fija debajo de estructuras montañosas jóvenes: los Andes, Pamir), disminuye debajo de los océanos, alcanzando un espesor mínimo de 3-4 kilómetros

Un límite sísmico aún más nítido que separa el manto y el núcleo se fija en la profundidad. 2900 kilometros. En esta sección sísmica, la velocidad de la onda P cae abruptamente de 13,6 km/s en la base del manto a 8,1 km/s en el núcleo; Ondas S: de 7,3 km / sa 0. La desaparición de las ondas transversales indica que la parte exterior del núcleo tiene las propiedades de un líquido. El límite sísmico que separa el núcleo y el manto fue descubierto en 1914 por el sismólogo alemán Gutenberg y a menudo se lo denomina Frontera de Gutenberg, aunque este nombre no es oficial.

Se registran cambios bruscos en la velocidad y la naturaleza del paso de las olas a profundidades de 670 km y 5150 km. Frontera 670 kilometros divide el manto en manto superior (33-670 km) y manto inferior (670-2900 km). Frontera 5150 kilometros divide el núcleo en un líquido externo (2900-5150 km) y un sólido interno (5150-6371 km).

También se observan cambios significativos en la sección sísmica. 410 kilometros dividiendo el manto superior en dos capas.

Los datos obtenidos sobre los límites sísmicos globales proporcionan una base para considerar un modelo sísmico moderno de la estructura profunda de la Tierra.

La capa exterior de la tierra sólida es la corteza terrestre delimitada por el límite de Mohorovichic. Esta es una capa relativamente delgada, cuyo espesor varía de 4 a 5 km bajo los océanos a 75 a 80 km bajo las estructuras montañosas continentales. La corteza superior se distingue claramente en la composición de la capa sedimentaria, que consiste en rocas sedimentarias no metamorfoseadas, entre las cuales pueden estar presentes rocas volcánicas, y debajo de él consolidado, o cristalino,ladrar, formada por rocas intrusivas metamorfoseadas e ígneas.Hay dos tipos principales de corteza terrestre: continental y oceánica, fundamentalmente diferentes en estructura, composición, origen y edad.

corteza continental se encuentra bajo los continentes y sus márgenes submarinos, tiene un espesor de 35-45 km a 55-80 km, se distinguen 3 capas en su sección. La capa superior, por regla general, se compone de rocas sedimentarias, incluida una pequeña cantidad de rocas ígneas y débilmente metamorfoseadas. Esta capa se llama sedimentaria. Geofísicamente, se caracteriza por una baja velocidad de onda P en el rango de 2-5 km/s. El espesor medio de la capa sedimentaria es de unos 2,5 km.
Debajo está la corteza superior (capa de granito-gneis o "granito"), compuesta por rocas ígneas y metamórficas ricas en sílice (en promedio, correspondientes en composición química a la granodiorita). La velocidad de las ondas P en esta capa es de 5,9 a 6,5 ​​km/s. En la base de la corteza superior se distingue la sección sísmica de Konrad, que refleja un aumento en la velocidad de las ondas sísmicas durante la transición a la corteza inferior. Pero esta sección no es fija en todas partes: en la corteza continental, a menudo se registra un aumento gradual de las velocidades de las olas con la profundidad.
La corteza inferior (capa granulítica-máfica) se distingue por una velocidad de onda más alta (6,7-7,5 km/s para ondas P), que se debe a un cambio en la composición de la roca durante la transición desde el manto superior. Según el modelo más aceptado, su composición corresponde a granulita.

En la formación de la corteza continental intervienen rocas de varias edades geológicas, hasta las más antiguas, de unos 4 mil millones de años.

corteza oceánica Tiene un espesor relativamente pequeño, un promedio de 6-7 km. En su forma más general, se pueden distinguir dos capas en su sección. La capa superior es sedimentaria, caracterizada por un espesor bajo (alrededor de 0,4 km en promedio) y una velocidad de onda P baja (1,6-2,5 km/s). La capa inferior, "basalto", está compuesta de rocas ígneas básicas (arriba, basaltos, abajo, rocas intrusivas básicas y ultrabásicas). La velocidad de las ondas longitudinales en la capa de "basalto" aumenta de 3,4 a 6,2 km/s en los basaltos a 7 a 7,7 km/s en los horizontes más bajos de la corteza.

Las rocas más antiguas de la corteza oceánica moderna tienen unos 160 millones de años.

Manto Es la capa interna más grande de la Tierra en términos de volumen y masa, limitada por arriba por el límite de Moho, por abajo por el límite de Gutenberg. En su composición se distinguen el manto superior y el manto inferior, separados por un límite de 670 km.

La manía superior se divide en dos capas según las características geofísicas. Capa superior - manto subcortical- se extiende desde el límite de Moho hasta profundidades de 50-80 km bajo los océanos y 200-300 km bajo los continentes y se caracteriza por un aumento suave en la velocidad de las ondas sísmicas tanto longitudinales como transversales, que se explica por la compactación de las rocas debido a la presión litostática de los estratos suprayacentes. Debajo del manto subcortical hasta la interfase global de 410 km existe una capa de bajas velocidades. Como se desprende del nombre de la capa, las velocidades de las ondas sísmicas en ella son más bajas que en el manto subcortical. Además, en algunas áreas, se detectan lentes que no transmiten ondas S en absoluto, lo que da motivos para afirmar que la sustancia del manto en estas áreas se encuentra en un estado parcialmente fundido. Esta capa se llama astenosfera ( del griego "asthenes" - débil y "sphair" - esfera); el término fue introducido en 1914 por el geólogo estadounidense J. Burrell, a menudo denominado en la literatura inglesa como LVZ - Zona de baja velocidad. De este modo, astenosfera- se trata de una capa del manto superior (situada a una profundidad de unos 100 km bajo los océanos y a unos 200 km o más bajo los continentes), identificada sobre la base de una disminución de la velocidad de paso de las ondas sísmicas y que tiene una fuerza y ​​viscosidad reducidas. La superficie de la astenosfera está bien establecida por una fuerte disminución de la resistividad (a valores de alrededor de 100 Ohm . metro).

La presencia de una capa plástica astenosférica, que difiere en propiedades mecánicas de las capas sólidas que la superponen, da motivos para aislar litosfera- la capa sólida de la Tierra, incluida la corteza terrestre y el manto subcortical, que se encuentra por encima de la astenosfera. El espesor de la litosfera es de 50 a 300 km. Cabe señalar que la litosfera no es una capa de piedra monolítica del planeta, sino que está dividida en placas separadas que se mueven constantemente a lo largo de la astenosfera de plástico. Los focos de terremotos y vulcanismo moderno están confinados a los límites de las placas litosféricas.

A más de 410 km de profundidad en el manto superior, tanto las ondas P como las S se propagan por todas partes y su velocidad aumenta de forma relativamente monótona con la profundidad.

A manto inferior, separados por un límite global nítido de 670 km, la velocidad de las ondas P y S aumenta monótonamente, sin cambios bruscos, hasta 13,6 y 7,3 km/s, respectivamente, hasta la sección de Gutenberg.

En el núcleo externo, la velocidad de las ondas P disminuye bruscamente a 8 km/s, mientras que las ondas S desaparecen por completo. La desaparición de las ondas transversales sugiere que el núcleo exterior de la Tierra se encuentra en estado líquido. Debajo de la sección de 5150 km, hay un núcleo interno en el que la velocidad de las ondas P aumenta y las ondas S comienzan a propagarse nuevamente, lo que indica su estado sólido.

La conclusión fundamental del modelo de velocidad de la Tierra descrito anteriormente es que nuestro planeta consta de una serie de capas concéntricas que representan un núcleo ferruginoso, un manto de silicato y una corteza de aluminosilicato.

Características geofísicas de la Tierra

Distribución de masa entre las geosferas internas

La mayor parte de la masa de la Tierra (alrededor del 68%) cae sobre su manto relativamente ligero pero grande, con alrededor del 50% cayendo sobre el manto inferior y alrededor del 18% sobre el superior. El 32% restante de la masa total de la Tierra recae principalmente sobre el núcleo, y su parte exterior líquida (29% de la masa total de la Tierra) es mucho más pesada que la parte sólida interior (alrededor del 2%). Solo menos del 1% de la masa total del planeta permanece en la corteza.

Densidad

La densidad de las capas aumenta naturalmente hacia el centro de la Tierra (ver fig.). La densidad media de la corteza es de 2,67 g/cm 3 ; en la frontera de Moho, aumenta abruptamente de 2.9-3.0 a 3.1-3.5 g/cm3. En el manto, la densidad aumenta gradualmente debido a la compresión de la sustancia de silicato y las transiciones de fase (reestructuración de la estructura cristalina de la sustancia en el curso de la "adaptación" al aumento de la presión) de 3,3 g/cm 3 en la parte subcortical a 5,5 g/cm 3 en el manto inferior. En el límite de Gutenberg (2900 km), la densidad casi se duplica abruptamente, hasta 10 g/cm 3 en el núcleo exterior. Otro salto en la densidad - de 11,4 a 13,8 g / cm 3 - se produce en el borde del núcleo interior y exterior (5150 km). Estos dos saltos bruscos de densidad tienen una naturaleza diferente: en el límite manto/núcleo, ocurre un cambio en la composición química de la materia (transición de un manto de silicato a un núcleo de hierro), y un salto en el límite de 5150 km está asociado con un cambio en el estado de agregación (transición de un núcleo externo líquido a un núcleo interno sólido) . En el centro de la Tierra, la densidad de la materia alcanza los 14,3 g/cm 3 .

Presión

La presión en el interior de la Tierra se calcula en base a su modelo de densidad. El aumento de presión a medida que te alejas de la superficie se debe a varias razones:

compresión debida al peso de las conchas suprayacentes (presión litostática);

transiciones de fase en capas químicamente homogéneas (en particular, en el manto);

la diferencia en la composición química de las conchas (corteza y manto, manto y núcleo).

Al pie de la corteza continental, la presión es de aproximadamente 1 GPa (más precisamente, 0,9 * 10 9 Pa). En el manto terrestre, la presión aumenta gradualmente, alcanzando 135 GPa en el límite de Gutenberg. En el núcleo externo, el gradiente de crecimiento de la presión aumenta, mientras que en el núcleo interno, por el contrario, disminuye. Los valores calculados de presión en el límite entre los núcleos interno y externo y cerca del centro de la Tierra son 340 y 360 GPa, respectivamente.

La temperatura. Fuentes de energía térmica

Los procesos geológicos que ocurren en la superficie y en las entrañas del planeta se deben principalmente a la energía térmica. Las fuentes de energía se dividen en dos grupos: endógenas (o fuentes internas), asociadas a la generación de calor en las entrañas del planeta, y exógenas (o externas en relación con el planeta). La intensidad del flujo de energía térmica desde las profundidades hacia la superficie se refleja en la magnitud del gradiente geotérmico. gradiente geotérmico es el incremento de temperatura con la profundidad, expresado en 0 C/km. La característica "inversa" es etapa geotérmica- profundidad en metros, después de la inmersión a la cual la temperatura aumentará en 1 0 С áreas con un régimen tectónico tranquilo. Con la profundidad, el valor del gradiente geotérmico disminuye significativamente, alcanzando un promedio de alrededor de 10 0 С/km en la litosfera y menos de 1 0 С/km en el manto. La razón de esto radica en la distribución de las fuentes de energía térmica y la naturaleza de la transferencia de calor.

Fuentes de energía endógena son los siguientes.
1. Energía de diferenciación gravitatoria profunda, es decir. liberación de calor durante la redistribución de la materia en densidad durante sus transformaciones químicas y de fase. El factor principal en tales transformaciones es la presión. El límite entre el núcleo y el manto se considera el nivel principal de esta liberación de energía.
2. Calor radiogénico producido por la desintegración de isótopos radiactivos. Según algunos cálculos, esta fuente determina alrededor del 25% del flujo de calor radiado por la Tierra. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que los contenidos elevados de los principales isótopos radiactivos de vida larga (uranio, torio y potasio) se observan solo en la parte superior de la corteza continental (zona de enriquecimiento de isótopos). Por ejemplo, la concentración de uranio en granitos alcanza 3.5 10 -4%, en rocas sedimentarias - 3.2 10 -4%, mientras que en la corteza oceánica es insignificante: alrededor de 1.66 10 -7%. Así, el calor radiogénico es una fuente adicional de calor en la parte superior de la corteza continental, lo que determina el alto valor del gradiente geotérmico en esta región del planeta.
3. Calor residual, preservado en las profundidades desde la formación del planeta.
4. Mareas sólidas, debido a la atracción de la luna. La transición de la energía cinética de las mareas a calor ocurre debido a la fricción interna en las masas rocosas. La participación de esta fuente en el balance total de calor es pequeña, alrededor del 1-2%.

En la litosfera predomina el mecanismo conductivo (molecular) de transferencia de calor; en el manto sublitosférico de la Tierra se produce una transición a un mecanismo predominantemente convectivo de transferencia de calor.

Los cálculos de temperaturas en las entrañas del planeta dan los siguientes valores: en la litosfera a una profundidad de unos 100 km, la temperatura es de unos 1300 0 C, a una profundidad de 410 km - 1500 0 C, a una profundidad de 670 km - 1800 0C, en el borde del núcleo y el manto - 2500 0 C, a una profundidad de 5150 km - 3300 0 С, en el centro de la Tierra - 3400 0 С. En este caso, solo el principal (y más probable para zonas profundas) fuente de calor, se tuvo en cuenta la energía de diferenciación gravitatoria profunda.

El calor endógeno determina el curso de los procesos geodinámicos globales. incluyendo el movimiento de las placas litosféricas

En la superficie del planeta, el papel más importante lo desempeñan fuente exógena el calor es la radiación solar. Debajo de la superficie, el efecto del calor solar se reduce drásticamente. Ya a poca profundidad (hasta 20-30 m) hay una zona de temperaturas constantes, una región de profundidades donde la temperatura permanece constante y es igual a la temperatura media anual de la región. Por debajo del cinturón de temperaturas constantes, el calor está asociado con fuentes endógenas.

magnetismo de la tierra

La tierra es un imán gigante con un campo de fuerza magnético y polos magnéticos que están cerca de los geográficos, pero no coinciden con ellos. Por lo tanto, en las lecturas de la aguja magnética de la brújula se distinguen la declinación magnética y la inclinación magnética.

Declinación magnética- este es el ángulo entre la dirección de la aguja magnética de la brújula y el meridiano geográfico en un punto dado. Este ángulo será mayor en los polos (hasta 90 0) y menor en el ecuador (7-8 0).

inclinación magnética- el ángulo formado por la inclinación de la aguja magnética hacia el horizonte. Al acercarse al polo magnético, la aguja de la brújula tomará una posición vertical.

Se supone que la aparición de un campo magnético se debe a sistemas de corrientes eléctricas que surgen durante la rotación de la Tierra, en conexión con movimientos convectivos en el núcleo exterior líquido. El campo magnético total está formado por los valores del campo principal de la Tierra y el campo debido a los minerales ferromagnéticos en las rocas de la corteza terrestre. Las propiedades magnéticas son características de los minerales: ferromagnéticos, como magnetita (FeFe 2 O 4), hematita (Fe 2 O 3), ilmenita (FeTiO 2), pirrotita (Fe 1-2 S), etc., que son minerales y son establecido por anomalías magnéticas. Estos minerales se caracterizan por el fenómeno de la remanencia, que hereda la orientación del campo magnético terrestre que existía en el momento de la formación de estos minerales. La reconstrucción de la ubicación de los polos magnéticos de la Tierra en diferentes épocas geológicas indica que el campo magnético experimenta periódicamente inversión- un cambio en el que se invierten los polos magnéticos. El proceso de cambiar el signo magnético del campo geomagnético dura de varios cientos a varios miles de años y comienza con una disminución intensa en la intensidad del campo magnético principal de la Tierra hasta casi cero, luego se establece la polaridad inversa y después de un mientras que sigue una rápida restauración de la intensidad, pero de signo contrario. El Polo Norte ocupó el lugar del Polo Sur y viceversa, con una frecuencia aproximada de 5 veces en 1 millón de años. La orientación actual del campo magnético se estableció hace unos 800 mil años.

La corteza terrestre en el sentido científico es la parte geológica superior y más dura del caparazón de nuestro planeta.

La investigación científica te permite estudiarlo a fondo. Esto se ve facilitado por la perforación repetida de pozos tanto en los continentes como en el fondo del océano. La estructura de la tierra y la corteza terrestre en diferentes partes del planeta difieren tanto en composición como en características. El límite superior de la corteza terrestre es el relieve visible, y el límite inferior es la zona de separación de los dos medios, que también se conoce como la superficie de Mohorovichic. A menudo se lo denomina simplemente "límite M". Recibió este nombre gracias al sismólogo croata Mohorovichich A. Durante muchos años observó la velocidad de los movimientos sísmicos en función del nivel de profundidad. En 1909, estableció la existencia de una diferencia entre la corteza terrestre y el manto al rojo vivo de la Tierra. El límite M se encuentra en el nivel donde la velocidad de la onda sísmica aumenta de 7,4 a 8,0 km/s.

La composición química de la Tierra.

Al estudiar las capas de nuestro planeta, los científicos llegaron a conclusiones interesantes e incluso sorprendentes. Las características estructurales de la corteza terrestre la hacen similar a las mismas áreas en Marte y Venus. Más del 90% de sus elementos constituyentes están representados por oxígeno, silicio, hierro, aluminio, calcio, potasio, magnesio, sodio. Al combinarse entre sí en varias combinaciones, forman cuerpos físicos homogéneos: minerales. Pueden entrar en la composición de las rocas en diferentes concentraciones. La estructura de la corteza terrestre es muy heterogénea. Así, las rocas en forma generalizada son agregados de composición química más o menos constante. Estos son cuerpos geológicos independientes. Se entienden como un área claramente delimitada de la corteza terrestre, que dentro de sus límites tiene el mismo origen y edad.

Rocas por grupos

1. Magmático. El nombre habla por sí mismo. Surgen del magma enfriado que fluye de los respiraderos de volcanes antiguos. La estructura de estas rocas depende directamente de la tasa de solidificación de la lava. Cuanto más grande es, más pequeños son los cristales de la sustancia. El granito, por ejemplo, se formó en el espesor de la corteza terrestre, y el basalto apareció como resultado de una efusión gradual de magma en su superficie. La variedad de tales razas es bastante grande. Considerando la estructura de la corteza terrestre, vemos que se compone de minerales magmáticos en un 60%.

2. Sedimentario. Estas son rocas que fueron el resultado de la deposición gradual en la tierra y el fondo del océano de fragmentos de diversos minerales. Estos pueden ser componentes sueltos (arena, guijarros), cementados (arenisca), residuos de microorganismos (carbón, piedra caliza), productos de reacción química (sal de potasio). Constituyen hasta el 75% de toda la corteza terrestre en los continentes.
Según el método fisiológico de formación, las rocas sedimentarias se dividen en:

• Clástico. Estos son los restos de varias rocas. Fueron destruidos bajo la influencia de factores naturales (terremoto, tifón, tsunami). Estos incluyen arena, guijarros, grava, piedra triturada, arcilla.
• Químico. Se forman gradualmente a partir de soluciones acuosas de diversas sustancias minerales (sales).
• orgánicos o biogénicos. Consisten en los restos de animales o plantas. Estos son esquisto bituminoso, gas, petróleo, carbón, piedra caliza, fosforitas, tiza.

3. Rocas metamórficas. Otros componentes pueden convertirse en ellos. Esto sucede bajo la influencia de cambios de temperatura, alta presión, soluciones o gases. Por ejemplo, el mármol se puede obtener de la piedra caliza, el gneis del granito y la cuarcita de la arena.

Los minerales y rocas que la humanidad usa activamente en su vida se llaman minerales. ¿Qué son?

Estas son formaciones minerales naturales que afectan la estructura de la tierra y la corteza terrestre. Se pueden utilizar en la agricultura y la industria tanto en su forma natural como procesadas.

Tipos de minerales útiles. Su clasificación

Según el estado físico y la agregación, los minerales se pueden dividir en categorías:

1. Sólido (mineral, mármol, carbón).
2. Líquido (agua mineral, aceite).
3. Gaseoso (metano).

Características de los tipos individuales de minerales.

Según la composición y características de la aplicación, existen:

1. Combustibles (carbón, petróleo, gas).
2. Mineral. Incluyen radiactivos (radio, uranio) y metales nobles (plata, oro, platino). Hay minerales de metales ferrosos (hierro, manganeso, cromo) y no ferrosos (cobre, estaño, zinc, aluminio).
3. Los minerales no metálicos juegan un papel importante en un concepto como la estructura de la corteza terrestre. Su geografía es extensa. Estas son rocas no metálicas y no combustibles. Estos son materiales de construcción (arena, grava, arcilla) y productos químicos (azufre, fosfatos, sales de potasio). Una sección separada está dedicada a las piedras preciosas y ornamentales.

La distribución de minerales en nuestro planeta depende directamente de factores externos y patrones geológicos.

Por lo tanto, los minerales combustibles se extraen principalmente en cuencas de carbón y de petróleo y gas. Son de origen sedimentario y se forman sobre las cubiertas sedimentarias de los andenes. El petróleo y el carbón rara vez ocurren juntos.

Los minerales de mena corresponden con mayor frecuencia al sótano, las repisas y las áreas plegadas de las placas de la plataforma. En tales lugares pueden crear enormes cinturones.

Núcleo

La capa de la tierra, como saben, tiene varias capas. El núcleo está ubicado en el mismo centro y su radio es de aproximadamente 3.500 km. Su temperatura es mucho más alta que la del Sol y ronda los 10.000 K. No se han obtenido datos precisos sobre la composición química del núcleo, pero presumiblemente se compone de níquel y hierro.

El núcleo exterior está en estado fundido y tiene incluso más poder que el interior. Este último está bajo una enorme presión. Las sustancias que lo componen se encuentran en estado sólido permanente.

Manto

La geosfera de la Tierra rodea el núcleo y constituye aproximadamente el 83 por ciento de toda la capa de nuestro planeta. El límite inferior del manto se encuentra a una gran profundidad de casi 3000 km. Esta capa se divide convencionalmente en una parte superior menos plástica y densa (es a partir de ella que se forma el magma) y una parte inferior cristalina, cuyo ancho es de 2000 kilómetros.

La composición y estructura de la corteza terrestre.

Para hablar de qué elementos componen la litosfera es necesario dar algunos conceptos.

La corteza terrestre es la capa más externa de la litosfera. Su densidad es menos de dos veces en comparación con la densidad media del planeta.

La corteza terrestre está separada del manto por el límite M, que ya se ha mencionado anteriormente. Dado que los procesos que ocurren en ambas áreas se influyen mutuamente, su simbiosis generalmente se denomina litosfera. Significa "caparazón de piedra". Su potencia oscila entre los 50-200 kilómetros.

Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, que tiene una consistencia menos densa y viscosa. Su temperatura es de unos 1200 grados. Una característica única de la astenosfera es la capacidad de violar sus límites y penetrar en la litosfera. Es la fuente del vulcanismo. Aquí hay bolsas de magma fundido, que se introduce en la corteza terrestre y sale a la superficie. Al estudiar estos procesos, los científicos han podido hacer muchos descubrimientos sorprendentes. Así se estudió la estructura de la corteza terrestre. La litosfera se formó hace muchos miles de años, pero incluso ahora tienen lugar en ella procesos activos.

Elementos estructurales de la corteza terrestre

En comparación con el manto y el núcleo, la litosfera es una capa dura, delgada y muy frágil. Está compuesto por una combinación de sustancias, en las que se han encontrado hasta la fecha más de 90 elementos químicos. Se distribuyen de manera desigual. El 98 por ciento de la masa de la corteza terrestre está formada por siete componentes. Estos son oxígeno, hierro, calcio, aluminio, potasio, sodio y magnesio. Las rocas y minerales más antiguos tienen más de 4.500 millones de años.

Al estudiar la estructura interna de la corteza terrestre, se pueden distinguir varios minerales.
Un mineral es una sustancia relativamente homogénea que se puede ubicar tanto en el interior como en la superficie de la litosfera. Estos son cuarzo, yeso, talco, etc. Las rocas están formadas por uno o más minerales.

Procesos que forman la corteza terrestre

La estructura de la corteza oceánica.

Esta parte de la litosfera se compone principalmente de rocas basálticas. La estructura de la corteza oceánica no ha sido tan estudiada como la continental. La teoría de las placas tectónicas explica que la corteza oceánica es relativamente joven, y sus secciones más recientes pueden fecharse en el Jurásico Superior.
Su espesor prácticamente no cambia con el tiempo, ya que está determinado por la cantidad de fundidos liberados del manto en la zona de las dorsales oceánicas. Se ve significativamente afectado por la profundidad de las capas sedimentarias en el fondo del océano. En los tramos más voluminosos, oscila entre los 5 y los 10 kilómetros. Este tipo de caparazón terrestre pertenece a la litosfera oceánica.

corteza continental

La litosfera interactúa con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. En el proceso de síntesis, forman la capa más compleja y reactiva de la Tierra. Es en la tectonosfera donde ocurren los procesos que cambian la composición y estructura de estas capas.
La litosfera en la superficie terrestre no es homogénea. Tiene varias capas.

1. Sedimentario. Está formado principalmente por rocas. Aquí predominan las arcillas y las lutitas, así como las rocas carbonatadas, volcánicas y arenosas. En las capas sedimentarias se pueden encontrar minerales como gas, petróleo y carbón. Todos ellos son de origen orgánico.
2. capa de granito Se compone de rocas ígneas y metamórficas, que son de naturaleza más cercana al granito. Esta capa no se encuentra en todas partes, es más pronunciada en los continentes. Aquí, su profundidad puede ser de decenas de kilómetros.
3. La capa de basalto está formada por rocas cercanas al mineral del mismo nombre. Es más denso que el granito.

Profundidad y cambio en la temperatura de la corteza terrestre.

La capa superficial se calienta con el calor solar. Esta es una capa heliométrica. Experimenta fluctuaciones estacionales de temperatura. El espesor medio de capa es de unos 30 m.

Debajo hay una capa que es aún más delgada y frágil. Su temperatura es constante y aproximadamente igual a la temperatura media anual característica de esta región del planeta. Dependiendo del clima continental, la profundidad de esta capa aumenta.
Aún más profundo en la corteza terrestre hay otro nivel. Esta es la capa geotérmica. La estructura de la corteza terrestre prevé su presencia, y su temperatura está determinada por el calor interno de la Tierra y aumenta con la profundidad.

El aumento de la temperatura se produce debido a la desintegración de las sustancias radiactivas que forman parte de las rocas. En primer lugar, es radio y uranio.

Gradiente geométrico: la magnitud del aumento de la temperatura según el grado de aumento en la profundidad de las capas. Este ajuste depende de varios factores. La estructura y los tipos de la corteza terrestre lo afectan, así como la composición de las rocas, el nivel y las condiciones de su aparición.

El calor de la corteza terrestre es una importante fuente de energía. Su estudio es muy relevante hoy en día.