Types de croûte terrestre : océanique, continentale
La croûte terrestre (la coquille solide de la Terre au-dessus du manteau) se compose de deux types de croûte et présente deux types de structure : continentale et océanique. La division de la lithosphère terrestre en croûte et manteau supérieur est assez conventionnelle ; les termes lithosphère océanique et continentale sont souvent utilisés.
La croûte continentale de la Terre
La croûte continentale de la Terre (croûte continentale, croûte continentale) qui est constituée de couches sédimentaires, granitiques et basaltiques. La croûte continentale a une épaisseur moyenne de 35 à 45 km, avec une épaisseur maximale allant jusqu'à 75 km (sous les chaînes de montagnes).
La structure de la croûte continentale « à l’américaine » est quelque peu différente. Il contient des couches de roches ignées, sédimentaires et métamorphiques.
La croûte continentale a un autre nom "sial" - parce que. les granites et certaines autres roches contiennent du silicium et de l'aluminium - d'où l'origine du terme sial : silicium et aluminium, SiAl.
La densité moyenne de la croûte continentale est de 2,6 à 2,7 g/cm³.
Le gneiss est une roche métamorphique (généralement à structure en couches lâches) composée de plagioclase, de quartz, de feldspath potassique, etc.
Le granite est « une roche intrusive ignée acide. Elle est constituée de quartz, de plagioclase, de feldspath potassique et de micas » (article « Granite », lien en bas de page). Les granites sont constitués de feldspaths et de quartz. Des granites n'ont pas été découverts sur d'autres corps du système solaire.
Croûte océanique de la Terre
À notre connaissance, aucune couche de granit n’a été trouvée dans la croûte terrestre au fond des océans ; la couche sédimentaire de la croûte repose immédiatement sur la couche de basalte. La croûte de type océanique est aussi appelée « sima », les roches sont dominées par le silicium et le magnésium – semblable au sial, MgSi.
L'épaisseur de la croûte océanique (épaisseur) est inférieure à 10 kilomètres, généralement de 3 à 7 kilomètres. La densité moyenne de la croûte sous-océanique est d'environ 3,3 g/cm³.
On pense que l'océanique se forme dans les dorsales médio-océaniques et est absorbé dans les zones de subduction (pourquoi n'est pas très clair) - comme une sorte de transporteur de la ligne de croissance dans la dorsale médio-océanique jusqu'au continent.
8. structure des minéraux et des agrégats minéraux. Types génétiques de minéraux. Série de réactions de Bowen. Polymorphisme et isomorphisme. Paragenèse des minéraux. Pseudomorphisme des minéraux
Un minéral est une substance naturelle constituée d’un élément ou d’une combinaison régulière d’éléments, formée à la suite de processus naturels se produisant au plus profond de la croûte terrestre ou à la surface. Chaque minéral a une structure spécifique et possède ses propres caractéristiques physiques et chimiques.
Série de réactions (Bowen)
- la séquence de cristallisation des minéraux à partir du magma, établie empiriquement par Bowen, sous la forme de deux séries de réactions :
1. série discontinue de minéraux fémiques : olivine -> pyroxène orthorhombique -> pyroxène monoclinique -> amphibole -> biotite ;
2. une série continue de minéraux saliques : plagioclase basique -> plagioclase intermédiaire -> plagioclase acide -> feldspath potassique. La cristallisation conjointe des minéraux de deux séries se produit avec la formation d'eutectique, et dans ce cas, la séquence de précipitation dépend de la composition de la masse fondue. La série de réactions de cristallisation des minéraux proposée par Bowen peut être perturbée en fonction de la composition de la masse fondue, de la température, de la pression et d'autres facteurs. conditions.
9. Propriétés physiques des minéraux. Composition chimique des minéraux
Couleur. Pour la plupart des minéraux, la couleur change en raison de diverses impuretés.
Couleur des traits. C'est la couleur du minéral en poudre. Le fait est que tous les minéraux en morceau et en poudre n'ont pas la même couleur. Pour obtenir la poudre, il suffit de frotter le minéral sur la surface non émaillée d'une assiette en porcelaine. La couleur de la ligne est donnée uniquement par les minéraux dont la dureté est inférieure à la dureté d'une assiette en porcelaine.
Transparence. Selon le degré de transparence, les minéraux sont divisés en groupes : (gypse lamellaire transparent, muscovite, halite), à travers lesquels les objets sont clairement visibles ; translucide à travers lequel seuls les contours des objets sont visibles ; translucides, qui transmettent la lumière, et les contours des objets sont indiscernables ; opaque, à travers lequel la lumière ne passe pas.
Briller. Il existe des lustres métalliques et non métalliques.
Clivage. Le clivage fait référence à la capacité d'un minéral à se diviser dans certaines directions, formant ainsi des plans de clivage lisses ou brillants comme un miroir. Il existe plusieurs types de décolletés : très parfait, parfait, moyen ou net et imparfait.
Entortiller- C'est le type de surface formée lorsqu'un minéral est brisé. La fracture peut être : 1) paire - le plus souvent dans des minéraux à clivage parfait (calcite, halite) ; 2) inégal - caractérisé par une surface inégale sans zones brillantes et adhésives (apatite) ; 3) éclaté - caractéristique des minéraux fibreux (gypse fibreux, hornblende) ; 4) granulaire - inhérent aux minéraux à structure granulaire (olivine) ; 5) conchoïdal - très caractéristique des minéraux d'oxyde de silicium (quartz, calcédoine, opale) ; 6) crocheté (malachite, cuivre natif) ; 7) terreux (kaolin, phosphorite).
Dureté. La dureté fait référence à la résistance d'un minéral à un autre minéral ou à un corps qui s'écrase dessus. C’est le signe le plus important, car le plus constant.
Densité. Sur le terrain, les minéraux sont divisés en trois groupes par densité : légers (jusqu'à 2,5), moyens (2,5 - 4,0) et lourds (plus de 4). Les poids légers comprennent le gypse, le graphite, l'opale et l'halite ; aux moyens - quartz, corindon, limonite, calcite, magnésite; aux plus lourds - pyrite, chalcopyrite, magnésite, or, argent. Le plus courant est le groupe de minéraux de densité moyenne.
Goût.
0 propriétés optiques. Un type de calcite, le spath d'Islande, est biréfringent ; la labradorite a une teinte bleue sur les plans de clivage.
La base de la classification des minéraux est composition chimique des minéraux. Sur cette base, on distingue les classes de minéraux suivantes : Silicates - Oxydes - Hydroxydes (hydroxydes) - Carbonates - Sulfates - Sulfures - Phosphates - Halogénures - Éléments natifs - Composés organiques
10. Les caractéristiques diagnostiques les plus importantes des minéraux
Les caractéristiques les plus importantes des minéraux sont leur structure cristalline et leur composition chimique. Toutes les autres propriétés des minéraux en découlent ou y sont interconnectées. Les principales propriétés des minéraux, qui sont des signes diagnostiques et permettent de les déterminer, sont les suivantes :
-Apparence cristalline et la forme des faces sont déterminées principalement par la structure du réseau cristallin.
-Dureté. Déterminé selon l'échelle de Mohs
-Briller- un effet lumineux provoqué par la réflexion d'une partie du flux lumineux incident sur un minéral. Cela dépend de la réflectivité du minéral.
-Clivage- la capacité d'un minéral à se diviser selon certaines directions cristallographiques.
-Entortiller- spécificité de la surface du minéral sur éclat frais et sans clivage.
-Couleur- un signe qui caractérise nettement certains minéraux (malachite verte, lapis-lazuli bleu, cinabre rouge), et qui est très trompeur chez nombre d'autres minéraux dont la couleur peut varier dans une large gamme en fonction de la présence d'impuretés d'éléments chromophores ou des défauts spécifiques dans la structure cristalline (fluorites, quartz, tourmaline).
-Couleur du trait- la couleur d'un minéral en poudre fine, généralement déterminée en grattant la surface rugueuse d'une génoise en porcelaine.
Magnétisation- dépend de la teneur en fer principalement divalent, détectée à l'aide d'un aimant classique.
Ternir- un mince film coloré ou multicolore qui se forme sur la surface altérée de certains minéraux en raison de l'oxydation.
Fragilité- la résistance des grains minéraux (cristaux), révélée lors du fractionnement mécanique. La fragilité est parfois liée ou confondue avec la dureté, ce qui est faux. D'autres minéraux très durs peuvent facilement se diviser, c'est-à-dire être fragile (comme le diamant)
Ces propriétés des minéraux sont facilement déterminées sur le terrain.
11. Minéraux rocheux et minéralisateurs
Minéraux formant des roches- ce sont des éléments constitutifs de roches qui diffèrent les uns des autres par leur composition chimique et leurs propriétés physiques.
Parmi les minéraux formant des roches, on trouve :
-Minéraux caractéristiques, typomorphes, d'origine exclusivement ignée, sédimentaire ou métamorphique.
-Minéraux formés au cours de divers processus géologiques et trouvés dans les roches de toute genèse.
Les minéraux contenus dans les roches sont divisés en rocheux et mineurs. Les premiers, environ 40...50 minéraux, participent à la formation des roches et déterminent leurs propriétés ; les mineurs ne s'y trouvent que sous forme d'impuretés. Parmi les matériaux rocheux, on distingue les primaires et les secondaires.
Les primaires sont apparus lors de la formation des roches, les secondaires - plus tard en tant que produits de modification des minéraux primaires.
Les minéraux possèdent un certain nombre de propriétés caractéristiques qui ont une grande influence sur les propriétés techniques des roches, parmi lesquelles il convient de souligner particulièrement la dureté, le clivage, la fracture, l'éclat, la couleur et la densité. Ces propriétés dépendent de la structure et de la force des liaisons dans le réseau cristallin.
Un minerai est un minéral contenant un métal. Seuls quelques métaux se présentent sous forme élémentaire à l’état natif. Il s'agit principalement d'or, de platine et d'argent. Mais la grande majorité des métaux se trouvent dans les minéraux en combinaison avec d’autres éléments chimiques. Ceci s'observe dans les sulfures : galène - minerai de plomb, zinc, mercure, pyrite de cuivre
- en oxydes : hématite, magnétite, pyrolusite, cassitérite, rutile, chromite. Ce sont des matières premières importantes pour la production de métaux.
- en carbonates : sidérite (spath ferreux) FeCO 3 - minerai de fer.
De nombreux minerais sont de nature complexe, car ils contiennent deux ou plusieurs minéraux contenant des métaux différents. Ainsi, le minerai de cuivre contient souvent de l’argent et de l’or ainsi que des quantités importantes de fer.
Les minéraux jouent un rôle très important dans l’activité économique humaine. De nombreux minéraux présentent un grand attrait esthétique, non seulement lorsqu’ils sont traités comme des pierres précieuses, mais également sous leur forme naturelle. Matériel de collection.
De nombreux minéraux ont de la valeur en tant que matières premières. Cette qualité des minéraux réside dans leur composition chimique, puisque c'est la composition chimique qui détermine quels éléments peuvent être extraits d'un minéral en fondant ou en détruisant sa structure. Par exemple, la chalcocite, la galène et la sphalérite (sulfures de cuivre, de plomb et de zinc), la cassitérite (oxyde d'étain) et de nombreux autres minéraux ont une telle valeur.
12. types génétiques de roches, leur texture, leur structure, leur composition matérielle
Selon la classification génétique, les roches sont divisées en trois grands groupes : 1) ignées (magmatiques), 2) sédimentaires et 3) métamorphiques.
1) Roches ignées formé à partir de magma en fusion qui s’est élevé des profondeurs de la Terre et a durci en refroidissant. les roches profondes sont massives, denses et constituées de cristaux plus ou moins gros étroitement imbriqués ; ils ont une densité élevée, une résistance à la compression et au gel élevées, une faible absorption d'eau et une conductivité thermique élevée. Les roches profondes ont une structure cristalline granuleuse, également appelée granite.
-Roches en éruption formées à la surface de la terre en l'absence de pression et avec le refroidissement rapide du magma. dans la plupart des cas, les roches en éruption sont constituées de cristaux individuels bien formés noyés dans la masse cryptocristalline principale ; Cette structure est appelée porphyre. Dans les cas où les roches en éruption se sont solidifiées en une couche épaisse, leur structure était similaire à celle des roches profondes. Si la couche était relativement mince, le refroidissement se produisait rapidement et leur masse se révélait vitreuse, et les couches supérieures de la lave en éruption devenaient poreuses en raison de la libération énergétique des gaz du magma à mesure que la pression diminuait. Les roches clastiques se sont formées lors du refroidissement rapide des laves broyées éjectées lors des éruptions volcaniques (pierre ponce, cendres volcaniques).
2)Roches sédimentaires formées lors de la précipitation de substances provenant de n'importe quel environnement, principalement de l'eau. En fonction de la nature de la formation et de la composition, les roches sédimentaires sont divisées en trois groupes : chimiques, organogènes et mécaniques.
-Les sédiments chimiques sont des roches formées lors de la précipitation de substances minérales à partir de solutions aqueuses suivies de leur compactage et de leur cimentation (gypse, anhydrite, tufs calcaires, etc.).
-Les roches organogènes se sont formées à la suite du dépôt de restes de certaines algues et organismes animaux, suivi de leur compactage et cimentation (la plupart des calcaires, craie, diatomites, etc.).
-Les dépôts mécaniques se forment à la suite du dépôt ou de l'accumulation de produits meubles lors de la dégradation physique et chimique des roches. Certains d'entre eux ont ensuite été cimentés avec de la matière argileuse, des composés ferrugineux, des carbonates ou d'autres ciments carbonés, formant des roches sédimentaires cimentées - conglomérats, brèches.
3)Métamorphique (spécisme fondues) les roches se sont formées à la suite d'une transformation plus ou moins profonde de roches ignées ou sédimentaires sous l'influence de températures et de pressions élevées, et parfois d'influences chimiques.
Dans ces conditions, la recristallisation des minéraux peut se produire sans fusion ; les roches résultantes sont généralement plus denses que les roches sédimentaires d'origine. Au cours du processus de métamorphisme, la structure des roches a changé. Dans la plupart des cas, les roches métamorphiques ont une structure schisteuse
13. Roches ignées, leur classification par produits chimiques et minéraux. composition, selon les conditions d’enseignement. Le concept d'analogues intrusifs, veineux et effusifs. Structure et texture
La formation des roches ignées est étroitement liée aux problèmes les plus complexes de l'origine des magmas et de la structure de la Terre.
Selon les conditions d'enseignement
-Profond - ce sont des roches formées lorsque le magma se solidifie à différentes profondeurs dans la croûte terrestre.
-Les roches éruptives se sont formées par l'activité volcanique, l'effusion du magma des profondeurs et la solidification en surface.
La base de la classification chimique réside le pourcentage de silice (SiO 2) dans la roche. 1. ultra-acide, 2. roches acides, 3.moyennes, 4.basiques 5.ultrabasiques.
Intrusif. Les roches sont holocristalliennes, avec des cristaux bien visibles. Ils constituent des batholites, des laccolithes, des stocks, des seuils et d'autres corps intrusifs.
Expansif. Porphyre dense ou presque dense. Ils sont constitués de coulées de lave, mais aussi d'intrusions subvolcaniques.
Veine. Porphyrique ou finement à microcristallin. Composer des veines, des seuils, des parties marginales d'intrusions, des petites intrusions
Structure- une caractéristique essentielle qui détermine les propriétés physiques et mécaniques de la roche. Les plus durables sont les roches à grains uniformes, tandis que les roches de même composition minérale, mais avec une structure porphyrique à gros grains, sont détruites plus rapidement à la fois sous contrainte mécanique et lors de brusques fluctuations de température (voir Tétras pratiques)
Texture Toutes les roches intrusives ont une structure holocristalline, une texture massive ou marbrée, et les roches effusives ont une structure majoritairement vitreuse, porphyrique, cryptocristalline, massive, scories, texture amygdaloïde.
Selon la classification génétique, les roches sont divisées en trois grands groupes : ignées, sédimentaires et métamorphiques.
14. roches sédimentaires, leur classification par origine et composition matérielle. Structures et textures des roches sédimentaires
roche sédimentaire se forme dans des conditions de redéposition de produits d'altération et de destruction de diverses roches, de précipitations chimiques et mécaniques de l'eau et d'activité végétale.
Classement par origine :
1) roches clastiques - produits de l'altération principalement physique des roches mères et des minéraux avec transfert ultérieur de matériau et dépôt dans d'autres zones ;
2) roches colloïdales-sédimentaires - résultat d'une décomposition principalement chimique avec transition d'une substance à un état colloïdal (solutions colloïdales);
3) roches chimiogéniques - sédiments qui tombent de solutions aqueuses, principalement vraies - les eaux des mers, océans, lacs et autres bassins par des moyens chimiques, c'est-à-dire à la suite de réactions chimiques ou de sursaturations de solutions causées par diverses raisons ;
4) les roches biochimiques, y compris les roches formées lors de réactions chimiques avec la participation de micro-organismes, et les roches qui peuvent avoir deux origines : chimique et biogénique ;
5) roches organogènes formées avec la participation d'organismes vivants ;
Classement par composition, structure (cahier de pratique).
Texture: -en couches - la roche est constituée de couches hétérogènes en composition, couleur et densité avec des limites plus ou moins bien définies entre elles
-
poreuse - roche avec une abondance de grands terriers, cavernes, non remplie de minéraux secondaires
15. roches métamorphiques : composition minérale, structure, texture. Faciès métamorphique
Roches métamorphiques- le résultat de la transformation de roches de genèse différente, entraînant une modification de la structure primaire, de la texture et de la composition minérale en fonction de la nouvelle situation physique et chimique. Les principaux facteurs de métamorphisme sont la chaleur endogène, la pression uniforme et l’action chimique des gaz et des fluides. L'augmentation progressive de l'intensité des facteurs métamorphiques permet d'observer toutes les transitions des roches sédimentaires ou ignées primaires aux roches métamorphiques formées le long de celles-ci.
STRUCTURE : Les roches métamorphiques ont une structure holocristalline. La taille des grains cristallins a tendance à augmenter à mesure que les températures métamorphiques augmentent.
TEXTURE : - texture schisteuse, provoquée par la disposition parallèle entre eux de grains minéraux de formes prismatiques ou lamellaires ;
- le gneiss, ou texture semblable au gneiss, caractérisé par une alternance de rayures de composition minérale différente ;
- dans le cas de rayures alternées constituées de grains de minéraux clairs et colorés, la texture est dite rubanée. Extérieurement, ces textures ressemblent à des couches de roches sédimentaires, mais leur origine n'est pas associée au processus d'accumulation de sédiments, mais à la recristallisation et à la réorientation des grains minéraux dans des conditions de pression orientée. Toutes les roches métamorphiques ont une texture dense, puisque des roches métamorphiques de composition, de structures et de textures similaires peuvent se former en raison de l'altération des roches ignées et sédimentaires. Faciès métamorphisme - un ensemble de roches métamorphiques de compositions diverses qui répondent à certaines conditions de formation en relation avec les principaux facteurs de métamorphisme (température, pression lithostatique et pressions partielles des composants volatils dans les fluides) impliqués dans les réactions métamorphiques entre minéraux .
Types de faciès selon le nom des roches principales :
1.
schistes verts et glaucophaneschistes (basse température, moyenne et haute pression) ; 2.
épidote-amphibolite et amphibolite (moyenne température, moyenne et haute pression) ; 3.
granulite et éclogite (haute température et pression) ; 4.
cornéennes de sanidinite et de pyroxène (très haute température et très basse pression).
17. Processus exogènes. Érosion. Exogène (externe)
sont des processus qui se produisent à la surface de la Terre ou à faible profondeur dans la croûte terrestre. Ces processus sont réalisés, par exemple, par le courant des eaux, les glaciers, le vent, etc. L'activité de ces procédés comprend deux types de travaux les plus importants : la destruction des roches et leur accumulation (accumulation). La nature des travaux effectués est déterminée, d'une part, par la vitesse de déplacement et la masse de l'agent géologique, et d'autre part, par la nature des pores de la roche. Ainsi, plus la vitesse et la masse de l'agent géologique sont élevées, plus la destruction des roches et le transport des débris sont actifs. À mesure que la vitesse diminue, le processus d’accumulation commence, les plus grosses particules se déposant d’abord à la surface, puis les plus petites. Les principales sources d'énergie des processus exogènes sont le rayonnement solaire et la gravité. Étant donné que le rayonnement solaire à la surface de la Terre est réparti de manière zonale et inégale, son arrivée varie selon les saisons de l'année, l'activité des processus externes est soumise aux mêmes schémas. Le travail des forces extérieures conduit à un tel changement à la surface de la Terre, qui vise à modifier les formes créées par les processus internes. A terme, un tel changement entraîne une redistribution des roches et un nivellement du relief. Autrement dit, les saillies terrestres créées par les forces internes sont détruites et abaissées, et les fragments de roches qui en sont retirés s'accumulent dans les océans et réduisent leur profondeur.
Érosion est un ensemble de processus de destruction physique et chimique des roches et des minéraux. Les organismes vivants jouent un rôle important à cet égard. Il existe deux principaux types d'altérations : physiques et chimiques. . Altération physique conduit à la fragmentation séquentielle des roches en fragments de plus en plus petits. Elle peut être divisée en deux groupes de processus : l’altération thermique et mécanique. Altération thermique se produit à la suite de changements brusques de température quotidienne, entraînant une expansion des roches lorsqu'elles sont chauffées et une compression lorsqu'elles sont refroidies. Ainsi, l'intensité de la destruction des roches est influencée par : l'ampleur de la baisse quotidienne de température ; composition minérale des roches ; coloration des roches; la taille des grains minéraux qui composent les roches. Les altérations thermiques les plus intenses se produisent sur les sommets et les pentes des hautes montagnes exposées, ainsi que dans les zones désertiques, où, dans des conditions de faible humidité et de manque de végétation, la différence de température quotidienne à la surface des roches peut dépasser 60°C. cas, le processus est observé desquamation(pelage) des corniches rocheuses, exprimé par la séparation couche par couche d'écailles et de plaques rocheuses parallèles à la surface de la corniche.
Altération mécanique réalisée par la congélation de l'eau, ainsi que des organismes vivants et des cristaux minéraux nouvellement formés. La valeur maximale de l'eau gelant dans les pores et les fissures des roches, qui augmente en même temps de volume de 9 à 10 % et coince la roche en fragments séparés. Cette altération est appelée glacial. Il est plus actif lors des transitions de température fréquentes (quotidiennes) jusqu'à 0°C, et est observé aux latitudes élevées et modérées et au-dessus de la limite des neiges dans les montagnes. Les racines des plantes, les animaux fouisseurs et les cristaux minéraux poussant dans les pores et les fissures des roches ont également un effet de coin sur les roches. Altération chimique conduit à une modification de la composition minérale des roches ou à leur dissolution complète. Les facteurs les plus importants ici sont l'eau, ainsi que l'oxygène, les acides carboniques et organiques qu'elle contient. La plus grande activité des processus d'altération chimique est observée dans les climats humides et chauds.
À la suite des intempéries, un type génétique particulier de sédiments se forme à la surface de la Terre - éluvia- une couche de produits d'altération lâches et non déplacés. La composition et l'épaisseur de l'éluvium sont déterminées par la composition des roches primaires et le facteur temps, ainsi que par la nature des processus d'altération, qui dépendent avant tout du climat. Par conséquent, une rythmicité saisonnière et une zonalité latitudinale sont observées dans le développement des processus d'altération. écorce altérée appelé ensemble de formations éluviales de la partie supérieure de la croûte terrestre.
Il existe 2 types principaux de croûte terrestre : continentale et océanique, et 2 types de transition - sous-continentale et subocéanique (voir figure).
1- roches sédimentaires ;
2- roches volcaniques ;
3- couche de granit ;
4- couche de basalte ;
5- Frontière de Mohorovicic ;
6- manteau supérieur.
Le type continental de la croûte terrestre a une épaisseur de 35 à 75 km, dans la zone du plateau continental de 20 à 25 km et se pince sur le talus continental. Il y a 3 couches de croûte continentale :
1er – supérieur, composé de roches sédimentaires d'une épaisseur de 0 à 10 km. sur plates-formes et 15 – 20 km. dans les déviations tectoniques des structures montagneuses.
2ème – «granite-gneiss» ou «granite» moyen - 50% de granites et 40% de gneiss et autres roches métamorphisées. Son épaisseur moyenne est de 15 à 20 km. (dans les structures de montagne jusqu'à 20 - 25 km.).
3ème – inférieur, « basalte » ou « granit-basalte », composition proche du basalte. Puissance de 15 – 20 à 35 km. La limite entre les couches « granite » et « basalte » est la section Conrad.
Selon les données modernes, le type océanique de la croûte terrestre présente également une structure à trois couches d'une épaisseur de 5 à 9 (12) km, le plus souvent de 6 à 7 km.
1ère couche – supérieure, sédimentaire, constituée de sédiments meubles. Son épaisseur varie de plusieurs centaines de mètres à 1 km.
2ème couche – basaltes avec des couches intermédiaires de roches carbonatées et siliceuses. Épaisseur de 1 – 1,5 à 2,5 – 3 km.
La 3ème couche est celle du bas, non ouverte par perçage. Il est composé de roches ignées basiques de type gabbro avec des roches ultrabasiques subordonnées (serpentinites, pyroxénites).
Le type sous-continental de la surface terrestre a une structure similaire à celle du continent, mais n'a pas de section Conrad clairement définie. Ce type de croûte est généralement associé aux arcs insulaires - les marges des Kouriles, des Aléoutiennes et des continents.
1ère couche – supérieure, sédimentaire – volcanique, épaisseur – 0,5 – 5 km. (en moyenne 2 – 3 km.).
2ème couche – arc insulaire, « granit », épaisseur 5 – 10 km.
La 3ème couche est du « basalte », à des profondeurs de 8 à 15 km, avec une épaisseur de 14 à 18 à 20 à 40 km.
Le type subocéanique de la croûte terrestre est confiné aux parties de bassin des mers marginales et intérieures (Okhotsk, Japon, Méditerranée, Noire, etc.). Sa structure est proche de celle océanique, mais se distingue par une épaisseur accrue de la couche sédimentaire.
1ère couche supérieure – 4 – 10 km ou plus, située directement sur la troisième couche océanique d'une épaisseur de 5 – 10 km.
L'épaisseur totale de la croûte terrestre est de 10 à 20 km, et dans certains endroits jusqu'à 25 à 30 km. en raison d'une augmentation de la couche sédimentaire.
Une structure unique de la croûte terrestre est observée dans les zones de rift centrales des dorsales médio-océaniques (Mid-Atlantique). Ici, sous la deuxième couche océanique, se trouve une lentille (ou saillie) de matériau à faible vitesse (V = 7,4 - 7,8 km/s). On pense qu'il s'agit soit d'une saillie d'un manteau anormalement chauffé, soit d'un mélange de matière crustale et mantellique.
Structure de la croûte terrestre
A la surface de la Terre, sur les continents, des roches d'âges différents se trouvent à différents endroits.
Certaines zones des continents sont composées en surface des roches les plus anciennes d'âge archéen (AR) et protérozoïque (PT). Ils sont fortement métamorphisés : les argiles transformées en schistes métamorphiques, les grès en quartzites cristallins, les calcaires en marbres. Parmi eux, il existe de nombreux granites. Les zones à la surface desquelles émergent ces roches les plus anciennes sont appelées massifs cristallins ou boucliers (Baltique, canadien, africain, brésilien, etc.).
D'autres zones sur les continents sont occupées par des roches majoritairement plus jeunes - Paléozoïque, Mésozoïque, Cénozoïque (Pz, Mz, Kz). Il s'agit principalement de roches sédimentaires, bien que parmi elles se trouvent également des roches d'origine ignée, éclatées en surface sous forme de lave volcanique ou encastrées et gelées à une certaine profondeur. Il existe deux catégories de zones terrestres : 1) plates-formes - plaines : des couches de roches sédimentaires reposent calmement, presque horizontalement, dans lesquelles on observe de rares et petits plis. Il y a très peu de roches ignées, particulièrement intrusives, dans ces roches ; 2) zones plissées (géosynclinaux) - montagnes : les roches sédimentaires sont fortement plissées, pénétrées de fissures profondes ; Des roches ignées intruses ou en éruption sont souvent rencontrées. Les différences entre plates-formes ou zones plissées résident dans l'âge des roches immobiles ou pliées en plis. Il existe donc des plates-formes anciennes et jeunes. En disant que les plates-formes ont pu se former à des époques différentes, nous indiquons ainsi des âges différents des zones plissées.
Les cartes illustrant l'emplacement des plates-formes et des zones plissées d'âges différents et certaines autres caractéristiques de la structure de la croûte terrestre sont appelées tectoniques. Elles complètent les cartes géologiques, qui représentent les documents géologiques les plus objectifs éclairant la structure de la croûte terrestre.
Types de croûte terrestre
L'épaisseur de la croûte terrestre n'est pas la même sous les continents et sous les océans. Il est plus grand sous les montagnes et les plaines, plus mince sous les îles océaniques et les océans. Par conséquent, il existe deux principaux types de croûte terrestre : continentale et océanique.
L'épaisseur moyenne de la croûte continentale est de 42 km. Mais en montagne, cela augmente jusqu'à 50-60 et même 70 km. Puis ils parlent des « racines des montagnes ». L'épaisseur moyenne de la croûte océanique est d'environ 11 km.
Ainsi, les continents représentent pour ainsi dire des accumulations de masses inutiles. Mais ces masses devraient créer une attraction plus forte, et dans les océans, où le corps attirant est de l’eau plus légère, la force de gravité devrait s’affaiblir. Mais en réalité, de telles différences n’existent pas. La force de gravité est à peu près la même partout sur les continents et les océans. Cela conduit à la conclusion : les masses continentales et océaniques sont en équilibre. Ils obéissent à la loi d'isostasie (équilibre), qui s'écrit ainsi : des masses supplémentaires à la surface des continents correspondent à un manque de masses en profondeur, et vice versa - le manque de masses à la surface des océans doit correspondre à certains masses lourdes en profondeur.
Il existe deux principaux types de croûte terrestre : océanique et continentale. On distingue également un type transitionnel de la croûte terrestre.
Croûte océanique. L'épaisseur de la croûte océanique à l'ère géologique moderne varie de 5 à 10 km. Il se compose des trois couches suivantes :
1) fine couche supérieure de sédiments marins (épaisseur ne dépassant pas 1 km) ;
2) couche moyenne de basalte (épaisseur de 1,0 à 2,5 km) ;
3) couche inférieure de gabbro (épaisseur environ 5 km).
Croûte continentale (continentale). La croûte continentale a une structure plus complexe et une plus grande épaisseur que la croûte océanique. Son épaisseur est en moyenne de 35 à 45 km et dans les pays montagneux, elle atteint 70 km. Il se compose également de trois couches, mais diffère considérablement de l'océan :
1) couche inférieure composée de basaltes (épaisseur environ 20 km) ;
2) la couche intermédiaire occupe la majeure partie de l'épaisseur de la croûte continentale et est classiquement appelée granit. Il est composé principalement de granites et de gneiss. Cette couche ne s'étend pas sous les océans ;
3) la couche supérieure est sédimentaire. Son épaisseur est en moyenne d'environ 3 km. Dans certaines régions, l'épaisseur des précipitations atteint 10 km (par exemple dans la plaine caspienne). Dans certaines régions de la Terre, il n’y a aucune couche sédimentaire et une couche de granit remonte à la surface. Ces zones sont appelées boucliers (par exemple, Bouclier ukrainien, Bouclier baltique).
Sur les continents, à la suite de l'altération des roches, une formation géologique se forme, appelée croûte d'altération.
La couche de granit est séparée de la couche de basalte Surface Conrad , à laquelle la vitesse des ondes sismiques augmente de 6,4 à 7,6 km/s.
La frontière entre la croûte terrestre et le manteau (tant sur les continents que sur les océans) s'étend le long de Surface Mohorovicic (ligne Moho). La vitesse des ondes sismiques augmente brusquement jusqu'à 8 km/heure.
En plus des deux types principaux - océanique et continental - il existe également des zones de type mixte (de transition).
Sur les hauts-fonds ou plateaux continentaux, la croûte a une épaisseur d'environ 25 km et est généralement similaire à la croûte continentale. Cependant, une couche de basalte peut tomber. En Asie de l'Est, dans la région des arcs insulaires (îles Kouriles, îles Aléoutiennes, îles japonaises, etc.), la croûte terrestre est de type transitionnel. Enfin, la croûte des dorsales médio-océaniques est très complexe et jusqu’à présent peu étudiée. Il n'y a pas de frontière Moho ici, et la matière du manteau s'élève le long des failles dans la croûte et même jusqu'à sa surface.
La notion de « croûte terrestre » doit être distinguée de la notion de « lithosphère ». Le concept de « lithosphère » est plus large que celui de « croûte terrestre ». Dans la lithosphère, la science moderne inclut non seulement la croûte terrestre, mais également le manteau supérieur de l’asthénosphère, c’est-à-dire jusqu’à une profondeur d’environ 100 km.
Le concept d'isostasie . Une étude de la répartition de la gravité a montré que toutes les parties de la croûte terrestre - continents, pays montagneux, plaines - sont en équilibre sur le manteau supérieur. Cette position d'équilibre est appelée isostasie (du latin isoc - pair, stase - position). L'équilibre isostatique est atteint du fait que l'épaisseur de la croûte terrestre est inversement proportionnelle à sa densité. La croûte océanique lourde est plus fine que la croûte continentale plus légère.
L’isostasie n’est, par essence, même pas un équilibre, mais un désir d’équilibre, continuellement perturbé et rétabli. Par exemple, le Bouclier Baltique, après la fonte des glaces continentales de la glaciation du Pléistocène, s'élève d'environ 1 mètre par siècle. La superficie de la Finlande augmente constamment en raison des fonds marins. Le territoire des Pays-Bas, au contraire, diminue. La ligne d'équilibre zéro s'étend actuellement légèrement au sud de 60 0 N de latitude. La ville moderne de Saint-Pétersbourg est environ 1,5 m plus haute que celle de l'époque de Pierre le Grand. Comme le montrent les données de la recherche scientifique moderne, même le poids des grandes villes suffit aux fluctuations isostatiques du territoire situé en dessous. Par conséquent, la croûte terrestre dans les zones des grandes villes est très mobile. En général, le relief de la croûte terrestre est une image miroir de la surface du Moho, la base de la croûte terrestre : les zones élevées correspondent aux dépressions du manteau, les zones inférieures correspondent à un niveau plus élevé de sa limite supérieure. Ainsi, sous le Pamir, la profondeur de la surface du Moho est de 65 km et dans la plaine caspienne d'environ 30 km.
Propriétés thermiques de la croûte terrestre . Les fluctuations quotidiennes de la température du sol s'étendent jusqu'à une profondeur de 1,0 à 1,5 m, et les fluctuations annuelles dans les latitudes tempérées dans les pays à climat continental jusqu'à une profondeur de 20 à 30 m à la profondeur où l'influence des fluctuations annuelles de température dues au réchauffement du sol est influencée. La surface de la Terre par le Soleil cesse, il y a une couche de température du sol constante. Ça s'appelle couche isotherme . Sous la couche isotherme située profondément dans la Terre, la température augmente, en raison de la chaleur interne de l'intérieur de la Terre. La chaleur interne ne participe pas à la formation des climats, mais elle sert de base énergétique à tous les processus tectoniques.
Le nombre de degrés dont la température augmente tous les 100 m de profondeur est appelé gradient géothermique . La distance en mètres, une fois abaissée, de laquelle la température augmente de 1 0 C est appelée scène géothermique . L'ampleur du pas géothermique dépend de la topographie, de la conductivité thermique des roches, de la proximité des sources volcaniques, de la circulation des eaux souterraines, etc. En moyenne, le pas géothermique est de 33 m. Dans les zones volcaniques, le pas géothermique ne peut être que d'environ 5 m. , et dans les zones géologiquement calmes (par exemple sur les plates-formes), elle peut atteindre 100 m.
THÈME 5. CONTINENTS ET OCÉANS
Continents et parties du monde
Deux types qualitativement différents de croûte terrestre - continentale et océanique - correspondent à deux niveaux principaux de relief planétaire - la surface des continents et le lit des océans.
Principe structuralo-tectonique de séparation des continents. La différence fondamentalement qualitative entre la croûte continentale et océanique, ainsi que certaines différences significatives dans la structure du manteau supérieur sous les continents et les océans, nous obligent à distinguer les continents non pas selon leur environnement apparent par les océans, mais selon la structure- principe tectonique.
Le principe structuralo-tectonique stipule que, premièrement, le continent comprend un plateau continental (plateau) et un talus continental ; deuxièmement, à la base de chaque continent se trouve un noyau ou une ancienne plate-forme ; troisièmement, chaque bloc continental est en équilibre isostatique dans le manteau supérieur.
Du point de vue du principe structural-tectonique, un continent est un massif isostatiquement équilibré de la croûte continentale, qui possède un noyau structurel sous la forme d'une plate-forme ancienne, à laquelle sont adjacentes des structures plissées plus jeunes.
Il y a au total six continents sur Terre : l'Eurasie, l'Afrique, l'Amérique du Nord, l'Amérique du Sud, l'Antarctique et l'Australie. Chaque continent contient une plate-forme, et à la base de l'Eurasie seulement, il y en a six : l'Europe de l'Est, la Sibérie, la Chine, le Tarim (Chine occidentale, désert du Taklamakan), l'Arabie et l'Hindoustan. Les plates-formes arabes et hindoues font partie de l’ancien Gondwana, adjacent à l’Eurasie. Ainsi, l’Eurasie est un continent anormal et hétérogène.
Les frontières entre les continents sont assez évidentes. La frontière entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud longe le canal de Panama. La frontière entre l'Eurasie et l'Afrique est tracée le long du canal de Suez. Le détroit de Béring sépare l'Eurasie de l'Amérique du Nord.
Deux rangées de continents . En géographie moderne, on distingue les deux séries de continents suivantes :
1. Série équatoriale de continents (Afrique, Australie et Amérique du Sud).
2. Série septentrionale de continents (Eurasie et Amérique du Nord).
L’Antarctique, le continent le plus méridional et le plus froid, reste en dehors de ces rangs.
La localisation moderne des continents reflète la longue histoire du développement de la lithosphère continentale.
Les continents du sud (Afrique, Amérique du Sud, Australie et Antarctique) sont des parties (« fragments ») du Gondwana, un mégacontinent paléozoïque unique. Les continents du nord à cette époque étaient réunis en un autre mégacontinent - la Laurasie. Entre la Laurasie et le Gondwana, au Paléozoïque et au Mésozoïque, il existait un système de vastes bassins marins appelé l'océan Téthys. L'océan Téthys s'étendait de l'Afrique du Nord à l'Indochine et à l'Indonésie, en passant par le sud de l'Europe, le Caucase, l'Asie occidentale, l'Himalaya. Au Néogène (il y a environ 20 millions d'années), une ceinture plissée alpine est apparue à la place de ce géosynclinal.
Correspondant à sa grande taille, le supercontinent Gondwana. Selon la loi de l'isostasie, il avait une croûte épaisse (jusqu'à 50 km) qui s'enfonçait profondément dans le manteau. Sous eux, dans l'asthénosphère, les courants de convection étaient particulièrement intenses et la substance ramollie du manteau se déplaçait activement. Cela a conduit d'abord à la formation d'un renflement au milieu du continent, puis à sa division en blocs séparés qui, sous l'influence des mêmes courants de convection, ont commencé à se déplacer horizontalement. Comme le prouve mathématiquement (L. Euler), le mouvement d'un contour à la surface d'une sphère s'accompagne toujours de sa rotation. Par conséquent, certaines parties du Gondwana ont non seulement bougé, mais se sont également déployées dans l’espace géographique.
La première rupture du Gondwana s'est produite à la frontière Trias-Jurassique (il y a environ 190 à 195 millions d'années) ; L’Afro-Amérique a fait sécession. Puis, à la frontière Jurassique-Crétacé (il y a environ 135 à 140 millions d’années), l’Amérique du Sud s’est séparée de l’Afrique. À la frontière du Mésozoïque et du Cénozoïque (il y a environ 65 à 70 millions d'années), le bloc de l'Hindoustan est entré en collision avec l'Asie et l'Antarctique s'est éloigné de l'Australie. À l'ère géologique actuelle, la lithosphère, selon les néomobilistes, est divisée en six blocs de plaques qui continuent de se déplacer.
La fragmentation du Gondwana explique avec succès la forme des continents, leur similitude géologique, ainsi que l'histoire de la couverture végétale et de la vie animale des continents du sud.
L'histoire de la scission de Laurasia n'a pas été étudiée aussi minutieusement que celle du Gondwana.
Le concept de parties du monde . Outre la division géologiquement déterminée des terres en continents, il existe également une division de la surface de la Terre en parties distinctes du monde, qui s'est développée au cours du processus de développement culturel et historique de l'humanité. Il y a six parties du monde au total : l'Europe, l'Asie, l'Afrique, l'Amérique, l'Australie et l'Océanie, l'Antarctique. Sur un continent de l'Eurasie, il y a deux parties du monde (l'Europe et l'Asie), et deux continents de l'hémisphère occidental (l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud) forment une partie du monde : l'Amérique.
La frontière entre l'Europe et l'Asie est très arbitraire et suit la ligne de partage des eaux de la crête de l'Oural, du fleuve Oural, de la partie nord de la mer Caspienne et de la dépression de Kuma-Manych. De profondes lignes de fracture traversent l’Oural et le Caucase, séparant l’Europe de l’Asie.
Superficie des continents et des océans. La superficie terrestre est calculée à l’intérieur du littoral moderne. La superficie du globe est d'environ 510,2 millions de km2. Environ 361,06 millions de km 2 sont occupés par l'océan mondial, soit environ 70,8 % de la surface totale de la Terre. La superficie terrestre représente environ 149,02 millions de km2, soit environ 29,2 % de la surface de notre planète.
Superficie des continents modernes caractérisé par les valeurs suivantes :
Eurasie - 53,45 km 2, dont Asie - 43,45 millions de km 2, Europe - 10,0 millions de km 2 ;
Afrique - 30, 30 millions de km 2 ;
Amérique du Nord - 24, 25 millions de km 2 ;
Amérique du Sud - 18,28 millions de km 2 ;
Antarctique - 13,97 millions de km 2 ;
Australie - 7,70 millions de km 2 ;
Australie avec Océanie - 8,89 km 2.
Les océans modernes ont une superficie:
Océan Pacifique - 179,68 millions de km 2 ;
Océan Atlantique - 93,36 millions de km 2 ;
Océan Indien - 74,92 millions de km 2 ;
Océan Arctique - 13,10 millions de km 2.
Entre les continents du nord et du sud, selon leurs origines et leur développement différents, il existe une différence significative dans la superficie et le caractère de la surface. Les principales différences géographiques entre les continents nord et sud sont les suivantes :
1. L’Eurasie est d’une taille incomparable avec les autres continents, concentrant plus de 30 % de la masse continentale de la planète.
2.Les continents du nord possèdent une zone de plateau continental importante. Le plateau est particulièrement important dans l'océan Arctique et l'océan Atlantique, ainsi que dans les mers Jaune, de Chine et de Béring de l'océan Pacifique. Les continents du sud, à l'exception du prolongement sous-marin de l'Australie dans la mer d'Arafura, sont quasiment dépourvus de plateau.
3. La plupart des continents du sud sont situés sur d'anciennes plates-formes. En Amérique du Nord et en Eurasie, les plates-formes anciennes occupent une plus petite partie de la superficie totale et la plupart d'entre elles se trouvent dans des zones formées par l'orogenèse paléozoïque et mésozoïque. En Afrique, 96 % de son territoire se trouve dans des zones de plates-formes et seulement 4 % se trouvent dans des montagnes d'âge paléozoïque et mésozoïque. En Asie, seulement 27 % se trouvent sur des plates-formes anciennes et 77 % sur des montagnes d'âges divers.
4. Le littoral des continents australs, formé principalement de rifts, est relativement droit ; Il y a peu de péninsules et d'îles continentales. Les continents du nord se caractérisent par un littoral exceptionnellement sinueux, une abondance d'îles et de péninsules, s'étendant souvent loin dans l'océan. De la superficie totale, les îles et péninsules représentent environ 39 % en Europe, en Amérique du Nord – 25 %, en Asie – 24 %, en Afrique – 2,1 %, en Amérique du Sud – 1,1 % et en Australie (hors Océanie) – 1,1 %.
La croûte continentale, tant par sa composition que par sa structure, diffère fortement de la croûte océanique. Son épaisseur varie de 20 à 25 km sous les arcs insulaires et les zones à croûte de type transitionnel jusqu'à 80 km sous les jeunes ceintures plissées de la Terre, par exemple sous les Andes ou la ceinture alpine-himalayenne. En moyenne, l'épaisseur de la croûte continentale sous les plates-formes anciennes est d'environ 40 km et sa masse, y compris la croûte sous-continentale, atteint 2,2510 × 25 g. Le relief de la croûte continentale est très complexe. Cependant, il contient de vastes plaines remplies de sédiments, généralement situées au-dessus des plates-formes protérozoïques, des saillies des boucliers les plus anciens (archéens) et des systèmes montagneux plus jeunes. Le relief de la croûte continentale est également caractérisé par des dénivelés maximaux, atteignant 16 à 17 km du pied des pentes continentales dans les tranchées profondes jusqu'aux plus hauts sommets des montagnes.
La structure de la croûte continentale est très hétérogène cependant, comme dans la croûte océanique, dans son épaisseur, notamment dans les plates-formes anciennes, on distingue parfois trois couches : une couche sédimentaire supérieure et deux couches inférieures composées de roches cristallines. Sous les jeunes ceintures mobiles, la structure du cortex s'avère plus complexe, bien que sa division globale se rapproche de deux couches.
La couche sédimentaire des continents a été étudiée de manière assez approfondie en utilisant à la fois des méthodes d'exploration géophysique et des forages directs. La structure de la surface de la croûte consolidée aux endroits où elle était exposée sur d'anciens boucliers a été étudiée à la fois par des méthodes géologiques et géophysiques directes, et sur des plates-formes continentales recouvertes de sédiments - principalement par des méthodes de recherche géophysiques. Ainsi, il a été constaté que les vitesses des ondes sismiques dans les couches de la croûte terrestre augmentent de haut en bas de 2-3 à 4,5-5,5 km/s dans les couches sédimentaires inférieures ; jusqu'à 6-6,5 km/s dans la couche supérieure des roches cristallines et jusqu'à 6,6-7,0 km/s dans la couche inférieure de la croûte. Presque partout, la croûte continentale, comme la croûte océanique, repose sur des roches à grande vitesse de la limite de Mohorovicic avec des vitesses d'ondes sismiques de 8,0 à 8,2 km/s, mais ce sont déjà les propriétés de la lithosphère sous-crustale, composée de roches du manteau. .
L'épaisseur de la couche sédimentaire supérieure de la croûte continentale varie considérablement - de zéro sur les anciens boucliers à 10-12 et même 15 km sur les marges passives des continents et dans les creux marginaux des plates-formes. L'épaisseur moyenne des sédiments sur les plates-formes stables du Protérozoïque est généralement proche de 2 à 3 km. Les sédiments de ces plates-formes sont dominés par des sédiments argileux et des carbonates de bassins marins peu profonds. Dans les avant-fonds et sur les marges passives des continents de type atlantique, les coupes sédimentaires débutent généralement par des faciès clastiques grossiers, laissant place plus haut dans la coupe aux sédiments sablo-argileux et aux carbonates de faciès côtiers. Tant à la base que dans les parties supérieures des sections de strates sédimentaires des fosses marginales, on trouve parfois des sédiments chimiogéniques - des évaporites, qui marquent les conditions de sédimentation dans des bassins marins étroits semi-fermés au climat aride. En règle générale, de tels bassins n'apparaissent qu'au stade initial ou final du développement des bassins maritimes et des océans, si, bien entendu, ces océans et bassins au moment de leur formation ou de leur fermeture étaient situés dans des zones climatiques arides. Des exemples de dépôts de telles formations aux premiers stades de la formation des bassins océaniques sont les évaporites à la base des sections sédimentaires des zones du plateau africain dans l'océan Atlantique et les gisements salins de la mer Rouge. Des exemples de dépôts de formations salines confinées aux bassins de fermeture sont les évaporites de la zone rénohercynienne en Allemagne et les strates salines-gypseuses du Permien dans l'avant-profondeur du Cis-Oural à l'est de la plate-forme russe.
La partie supérieure de la section de la croûte continentale consolidée est généralement représentée par des roches anciennes, principalement précambriennes, de composition granite-gneiss ou par une alternance de granitoïdes avec des ceintures de roches vertes de composition basique. Parfois, cette partie de la section de croûte dure est appelée couche « granitique », soulignant ainsi la prédominance des roches granitoïdes et la subordination des basaltoïdes. Les roches de la couche « granitique » sont généralement transformées par des processus de métamorphisme régional jusqu'au faciès des amphibolites inclus. La partie supérieure de cette couche représente toujours une surface de dénudation, le long de laquelle se produisait autrefois l'érosion des structures tectoniques et des formations magmatiques des anciennes ceintures plissées (montagnardes) de la Terre. Par conséquent, les sédiments sus-jacents au substrat rocheux de la croûte continentale se présentent toujours avec une discordance structurelle et généralement avec un décalage d'âge important dans le temps.
Dans les parties les plus profondes de la croûte (environ à des profondeurs d'environ 15 à 20 km), une limite diffuse et instable est souvent visible, le long de laquelle la vitesse de propagation des ondes longitudinales augmente d'environ 0,5 km/s. Il s’agit de la frontière dite de Conrad, qui délimite d’en haut la couche inférieure de la croûte continentale, parfois appelée conventionnellement « basalte », bien que nous disposions encore de très peu de données précises sur sa composition. Très probablement, les parties inférieures de la croûte continentale sont composées de roches de composition intermédiaire et basique, métamorphisées en faciès amphibolite voire granulite (à des températures supérieures à 600°C et des pressions supérieures à 3-4 kbar). Il est possible qu'à la base de ces blocs de croûte continentale qui se sont formés à un moment donné en raison de collisions d'arcs insulaires, se trouvent des fragments d'ancienne croûte océanique, comprenant non seulement des roches basiques, mais aussi des roches ultrabasiques serpentinisées.
L'hétérogénéité de la croûte continentale est particulièrement visible même avec un simple coup d'œil sur la carte géologique des continents. Habituellement, des blocs crustaux séparés et étroitement entrelacés, de composition et de structure hétérogènes, représentent des structures géologiques d'âges différents - les restes d'anciennes ceintures plissées de la Terre, successivement adjacentes les unes aux autres au cours de la croissance des massifs continentaux. Parfois, de telles structures, au contraire, sont des traces d'anciennes divisions d'anciens continents (par exemple, les aulacogènes). De tels blocs se touchent généralement le long de zones de suture, souvent pas très bien appelées failles profondes.
Des études de la structure profonde de la croûte continentale réalisées au cours de la dernière décennie par la méthode sismique d'ondes de réflexion avec accumulation de signaux (projet COCORT) ont montré que les zones de suture séparant des ceintures plissées d'âges différents sont, en règle générale, des failles de chevauchement géantes. . Les surfaces de poussée abruptes dans les parties supérieures de la croûte s'aplatissent rapidement avec la profondeur. Horizontalement, de telles structures de chevauchement peuvent souvent être tracées sur plusieurs dizaines, voire centaines de kilomètres, tandis qu'en profondeur, elles s'approchent parfois de la base même de la croûte continentale, marquant des zones anciennes et aujourd'hui disparues de sous-poussée de plaques lithosphériques ou de poussées secondaires qui leur sont associées. .
