kerak bumi. Struktur dalam bumi

1. Struktur dalam bumi

Selubung geografis berinteraksi, di satu sisi, dengan substansi terdalam planet ini, dan di sisi lain, dengan lapisan atas atmosfer. Struktur dalam bumi mempunyai pengaruh yang signifikan terhadap pembentukan selubung geografis. Istilah “struktur bumi” biasanya mengacu pada bagian dalamnya, yaitu struktur dalam, mulai dari kerak bumi hingga pusat planet.

Massa bumi adalah 5,98 x 10 27 g.

Kepadatan rata-rata bumi adalah 5,517 g/cm3.

Komposisi Bumi. Menurut gagasan ilmiah modern, Bumi terdiri dari unsur-unsur kimia berikut: besi - 34,64%, oksigen - 29,53%, silikon - 15,20%, magnesium - 12,70%, nikel - 2,39%, belerang - 1,93%, kromium - 0,26 %, mangan - 0,22%, kobalt - 0,13%, fosfor - 0,10%, kalium - 0,07%, dll.

Data yang paling dapat diandalkan mengenai struktur internal bumi diperoleh dari pengamatan gelombang seismik, yaitu pergerakan osilasi materi bumi yang disebabkan oleh gempa bumi.

Perubahan tajam kecepatan gelombang seismik (tercatat pada seismograf) pada kedalaman 70 km dan 2900 km mencerminkan peningkatan kepadatan materi secara tiba-tiba pada batas tersebut. Hal ini memberikan alasan untuk mengisolasi tiga cangkang (geosfer) berikut di bagian dalam bumi: hingga kedalaman 70 km - kerak bumi, dari 70 km hingga 2.900 km - mantel, dan dari sana ke pusat bumi. - intinya. Inti atom terbagi menjadi inti luar dan inti dalam.

Bumi terbentuk sekitar 5 miliar tahun yang lalu dari nebula gas-debu yang dingin. Setelah massa planet mencapai nilainya saat ini (5,98 x 10 27 g), pemanasan sendiri dimulai. Sumber utama panas adalah: pertama, kompresi gravitasi, dan kedua, peluruhan radioaktif. Akibat berkembangnya proses tersebut, suhu di dalam bumi mulai meningkat yang menyebabkan mencairnya logam. Karena materi sangat terkompresi di pusat bumi dan didinginkan dari permukaan melalui radiasi, pencairan terjadi terutama di kedalaman yang dangkal. Dengan demikian, lapisan cair terbentuk, dari mana bahan silikat, yang paling ringan, naik ke atas, sehingga menimbulkan kerak bumi. Logam tetap pada tingkat leleh. Karena kepadatannya lebih tinggi daripada kepadatan materi dalam yang tidak terdiferensiasi, mereka perlahan-lahan tenggelam. Hal ini menyebabkan terbentuknya inti logam.

INTI-nya adalah 85-90% zat besi. Pada kedalaman 2.900 km (batas mantel dan inti), materi berada dalam keadaan superpadat karena tekanan yang sangat besar (1.370.000 atm). Para ilmuwan berasumsi bahwa inti luar berbentuk cair dan inti dalam berbentuk padat. Diferensiasi materi terestrial dan pemisahan nukleus adalah proses paling kuat di Bumi dan mekanisme penggerak internal pertama yang utama bagi perkembangan planet kita.

Peran inti dalam pembentukan magnetosfer bumi. Inti mempunyai pengaruh yang kuat terhadap pembentukan magnetosfer bumi, yang melindungi kehidupan dari radiasi ultraviolet yang berbahaya. Dalam inti cair luar yang konduktif secara elektrik dari planet yang berotasi cepat, terjadi pergerakan materi yang kompleks dan intens, yang menyebabkan eksitasi medan magnet. Medan magnet meluas ke ruang dekat Bumi pada beberapa jari-jari Bumi. Berinteraksi dengan angin matahari, medan geomagnetik menciptakan magnetosfer bumi. Batas atas magnetosfer berada pada ketinggian sekitar 90 ribu km. Pembentukan magnetosfer dan isolasi alam terestrial dari plasma mahkota matahari merupakan kondisi pertama dan salah satu syarat terpenting bagi asal mula kehidupan, perkembangan biosfer, dan pembentukan selubung geografis.

MANTLE terutama terdiri dari Mg, O, FeO dan SiO2, yang membentuk magma. Magma mengandung air, klorin, fluor, dan zat mudah menguap lainnya. Proses diferensiasi materi terus menerus terjadi di dalam mantel. Zat-zat yang menjadi lebih ringan akibat pelepasan logam akan naik menuju kerak bumi, sedangkan zat-zat yang lebih berat akan tenggelam. Pergerakan materi di dalam mantel didefinisikan dengan istilah “arus konveksi”.

Konsep astenosfer. Bagian atas mantel (dalam jarak 100-150 km) disebut astenosfer. Di astenosfer, kombinasi suhu dan tekanan sedemikian rupa sehingga zat berada dalam keadaan cair dan bergerak. Di astenosfer, tidak hanya terjadi arus konveksi konstan, tetapi juga arus astenosfer horizontal.

Kecepatan arus astenosfer horizontal hanya mencapai beberapa puluh sentimeter per tahun. Namun, seiring waktu geologis, arus ini menyebabkan terpecahnya litosfer menjadi blok-blok terpisah dan pergerakan horizontalnya, yang dikenal sebagai pergeseran benua. Astenosfer berisi gunung berapi dan pusat gempa. Para ilmuwan percaya bahwa geosinklin terbentuk di atas arus yang menurun, dan punggung bukit di tengah laut serta zona keretakan terbentuk di atas arus yang naik.

2. Konsep kerak bumi. Hipotesis yang menjelaskan asal usul dan perkembangan kerak bumi

Kerak bumi merupakan suatu kompleks lapisan permukaan benda padat bumi. Dalam literatur geografi ilmiah, tidak ada gagasan tunggal tentang asal usul dan jalur perkembangan kerak bumi.

Ada beberapa hipotesis (teori) yang menjelaskan mekanisme pembentukan dan perkembangan kerak bumi. Hipotesis yang paling masuk akal adalah sebagai berikut:

• 1. Teori fixisme (dari bahasa Latin fixus - tidak bergerak, tidak berubah) menyatakan bahwa benua selalu berada di tempat yang ditempatinya saat ini. Teori ini menyangkal adanya pergerakan benua dan sebagian besar litosfer (Charles Darwin, A. Wallace, dll.).
• 2. Teori mobilisme (dari bahasa Latin mobilis - mobile) membuktikan bahwa blok-blok litosfer selalu bergerak. Konsep ini menjadi semakin kokoh dalam beberapa tahun terakhir sehubungan dengan perolehan data ilmiah baru dari studi dasar Samudra Dunia.
• 3. Konsep pertumbuhan benua dengan mengorbankan dasar laut meyakini bahwa benua asli terbentuk dalam bentuk kumpulan yang relatif kecil yang sekarang membentuk platform benua kuno. Selanjutnya, massa ini tumbuh karena terbentuknya pegunungan di dasar laut yang berdekatan dengan tepi inti daratan aslinya. Kajian terhadap dasar laut, khususnya di kawasan pegunungan tengah laut, menimbulkan keraguan atas kebenaran konsep tersebut.
• 4. Teori geosinklin menyatakan bahwa pertambahan luas daratan terjadi melalui terbentuknya pegunungan pada geosinklin. Proses geosinklinal, sebagai salah satu proses utama dalam perkembangan kerak benua, menjadi dasar banyak penjelasan ilmiah modern.
• 5. Teori rotasi mendasarkan penjelasannya pada proposisi bahwa karena bentuk bumi tidak bertepatan dengan permukaan bola matematis dan disusun ulang karena rotasi yang tidak merata, maka garis zonal dan sektor meridional pada planet yang berputar pasti tidak seimbang secara tektonik. . Mereka bereaksi dengan berbagai tingkat aktivitas terhadap tekanan tektonik yang disebabkan oleh proses intraterestrial.

Kerak samudera dan benua. Ada dua jenis utama kerak bumi: samudera dan benua. Tipe transisinya juga dibedakan.

Kerak samudera. Ketebalan kerak samudera pada era geologi modern berkisar antara 5 hingga 10 km. Ini terdiri dari tiga lapisan berikut:

• 1) lapisan tipis atas sedimen laut (ketebalannya tidak lebih dari 1 km);
• 2) lapisan basal tengah (ketebalan 1,0 hingga 2,5 km);
• 3) lapisan bawah gabbro (ketebalan sekitar 5 km).

Kerak benua (kontinental). Kerak benua memiliki struktur yang lebih kompleks dan ketebalan yang lebih besar dibandingkan kerak samudera. Ketebalannya rata-rata 35-45 km, dan di negara pegunungan meningkat hingga 70 km. Ini terdiri dari tiga lapisan berikut:

• 1) lapisan bawah (basaltik), tersusun dari basal (ketebalan sekitar 20 km);
• 2) lapisan tengah (granit), terutama dibentuk oleh granit dan gneis; membentuk ketebalan utama kerak benua, tidak meluas ke bawah lautan;
• 3) lapisan atas (sedimen) tebalnya sekitar 3 km.

Di beberapa daerah, ketebalan curah hujan mencapai 10 km: misalnya di dataran rendah Kaspia. Di beberapa wilayah bumi tidak ada lapisan sedimen sama sekali dan lapisan granit muncul ke permukaan. Daerah seperti itu disebut perisai (misalnya, Perisai Ukraina, Perisai Baltik).

Di benua, akibat pelapukan batuan, terbentuklah formasi geologi yang disebut kerak pelapukan.

Lapisan granit dipisahkan dari lapisan basal oleh permukaan Conrad. Pada batas ini, kecepatan gelombang seismik meningkat dari 6,4 menjadi 7,6 km/detik.

Batas antara kerak bumi dan mantel bumi (baik di benua maupun lautan) membentang di sepanjang permukaan Mohorovicic (garis Moho). Kecepatan gelombang seismik di atasnya meningkat secara tiba-tiba hingga 8 km/jam.

Selain dua tipe utama kerak bumi (samudera dan benua), terdapat pula wilayah yang bertipe campuran (peralihan).

Pada beting atau landas kontinen, ketebalan kerak bumi sekitar 25 km dan umumnya mirip dengan kerak benua. Namun, lapisan basal mungkin rontok di dalamnya. Di Asia Timur, pada wilayah busur pulau (Kepulauan Kuril, Kepulauan Aleutian, Kepulauan Jepang, dll), kerak bumi termasuk tipe peralihan. Terakhir, kerak pegunungan tengah laut sangat kompleks dan sejauh ini masih sedikit dipelajari. Tidak ada batas Moho di sini, dan material mantel naik sepanjang patahan ke dalam kerak bumi dan bahkan ke permukaannya.

Konsep “kerak bumi” harus dibedakan dengan konsep “litosfer”. Konsep "litosfer" lebih luas dari "kerak bumi". Di litosfer, ilmu pengetahuan modern tidak hanya mencakup kerak bumi, tetapi juga mantel paling atas hingga astenosfer, yaitu hingga kedalaman sekitar 100 km.

Konsep isostasi. Studi tentang distribusi gravitasi menunjukkan bahwa seluruh bagian kerak bumi - benua, negara pegunungan, dataran - seimbang di mantel atas. Posisi seimbang ini disebut isostasy (dari bahasa Latin isoc - even, stasis - position). Kesetimbangan isostatik dicapai karena ketebalan kerak bumi berbanding terbalik dengan kepadatannya. Kerak samudera yang berat lebih tipis dibandingkan kerak benua yang lebih ringan.

Isotasi bahkan bukan sebuah keseimbangan, melainkan keinginan akan keseimbangan, yang terus menerus diganggu dan dipulihkan kembali. Misalnya, Perisai Baltik, setelah mencairnya es benua pada glasiasi Pleistosen, naik sekitar 1 cm per tahun. Luas wilayah Finlandia terus bertambah karena dasar laut. Sebaliknya, wilayah Belanda semakin berkurang. Garis kesetimbangan nol saat ini membentang sedikit ke selatan garis lintang 600 N. Sankt Peterburg modern kira-kira 1,5 m lebih tinggi dari Sankt Peterburg pada masa Peter Agung. Sebagaimana ditunjukkan oleh data dari penelitian ilmiah modern, bahkan kepadatan kota-kota besar pun cukup untuk terjadinya fluktuasi isostatik pada wilayah di bawahnya. Oleh karena itu, kerak bumi di wilayah kota-kota besar sangat mobile. Secara umum, relief kerak bumi merupakan gambaran cermin dari permukaan Moho (bagian bawah kerak bumi): daerah yang tinggi berhubungan dengan cekungan pada mantel, daerah yang lebih rendah berhubungan dengan tingkat yang lebih tinggi dari batas atasnya. Jadi, di bawah Pamir, kedalaman permukaan Moho adalah 65 km, dan di dataran rendah Kaspia sekitar 30 km.

Sifat termal kerak bumi. Fluktuasi harian suhu tanah meluas hingga kedalaman 1,0 - 1,5 m, dan fluktuasi tahunan di garis lintang sedang di negara-negara dengan iklim kontinental - hingga kedalaman 20-30 m Pada kedalaman di mana pengaruh fluktuasi suhu tahunan akibat pemanasan permukaan bumi oleh matahari berhenti, terdapat lapisan tanah yang suhunya konstan. Ini disebut lapisan isotermal. Di bawah lapisan isotermal jauh di dalam bumi, suhu meningkat. Namun peningkatan suhu ini disebabkan oleh panasnya bagian dalam perut bumi. Panas internal praktis tidak ikut serta dalam pembentukan iklim. Namun, ini berfungsi sebagai satu-satunya basis energi untuk semua proses tektonik.

Jumlah derajat kenaikan suhu untuk setiap kedalaman 100 m disebut gradien panas bumi.

Jarak dalam meter, ketika diturunkan sehingga suhu naik sebesar 10C, disebut langkah panas bumi. Besarnya undakan panas bumi bergantung pada topografi, konduktivitas termal batuan, kedekatan sumber vulkanik, sirkulasi airtanah, dll. Rata-rata undakan panas bumi adalah 33 m. Di daerah vulkanik, undakan panas bumi hanya bisa 5 m. dan di daerah yang secara geologis tenang (di platform) ketinggiannya bisa mencapai 100 m.

3. Prinsip struktural-tektonik pemisahan benua. Konsep benua dan bagian dunia

Dua jenis kerak bumi yang berbeda secara kualitatif - benua dan samudera - berhubungan dengan dua tingkat utama relief planet - permukaan benua dan dasar lautan. Identifikasi benua dalam geografi modern dilakukan berdasarkan prinsip struktural-tektonik.

Prinsip struktural-tektonik pemisahan benua.

Perbedaan kualitatif mendasar antara kerak benua dan samudera, serta beberapa perbedaan signifikan dalam struktur mantel atas di bawah benua dan lautan, mengharuskan kita untuk membedakan benua bukan berdasarkan lingkungannya yang terlihat oleh lautan, tetapi berdasarkan strukturnya. prinsip tektonik.

Prinsip struktural-tektonik menyatakan bahwa, pertama, benua meliputi landas kontinen (landas) dan lereng benua; kedua, di dasar setiap benua terdapat inti atau platform kuno; ketiga, setiap blok benua berada dalam keseimbangan isostatis di mantel atas.

Dilihat dari prinsip struktural-tektonik, benua adalah suatu susunan kerak benua yang seimbang secara isostatik, yang memiliki inti struktural dalam bentuk platform kuno, yang berbatasan dengan struktur lipatan yang lebih muda.

Ada total enam benua di Bumi: Eurasia, Afrika, Amerika Utara, Amerika Selatan, Antartika, dan Australia. Setiap benua memiliki satu platform, dan di dasar Eurasia saja ada enam di antaranya: Eropa Timur, Siberia, Tiongkok, Tarim (Tiongkok Barat, Gurun Taklamakan), Arab, dan Hindustan. Platform Arab dan Hindu adalah bagian dari Gondwana kuno, berbatasan dengan Eurasia. Dengan demikian, Eurasia adalah benua anomali yang heterogen.

Batas antar benua cukup jelas. Perbatasan antara Amerika Utara dan Amerika Selatan membentang di sepanjang Terusan Panama. Perbatasan antara Eurasia dan Afrika membentang di sepanjang Terusan Suez. Selat Bering memisahkan Eurasia dari Amerika Utara.

Dua baris benua. Dalam geografi modern, dua rangkaian benua berikut dibedakan:

• 1. Rangkaian benua khatulistiwa (Afrika, Australia dan Amerika Selatan).
• 2. Rangkaian benua bagian utara (Eurasia dan Amerika Utara).

Antartika, benua paling selatan dan terdingin, masih berada di luar peringkat ini.

Letak benua saat ini mencerminkan sejarah panjang perkembangan litosfer benua.

Benua selatan (Afrika, Amerika Selatan, Australia, dan Antartika) adalah bagian (“fragmen”) dari satu benua besar Paleozoikum Gondwana. Benua utara pada waktu itu digabungkan menjadi benua besar lainnya - Laurasia. Antara Laurasia dan Gondwana pada Paleozoikum dan Mesozoikum terdapat sistem cekungan laut luas yang disebut Samudera Tethys. Lautan ini membentang dari Afrika Utara (melalui Eropa Selatan, Kaukasus, Asia Barat, Himalaya hingga Indochina) hingga Indonesia modern. Pada zaman Neogen (sekitar 20 juta tahun yang lalu), sabuk lipatan Alpen muncul di lokasi geosinklin ini.

Berdasarkan ukurannya yang besar, superbenua Gondwana, menurut hukum isostasi, memiliki kerak yang tebal (hingga 50 km), yang terkubur dalam di dalam mantel. Di bawah benua super ini, arus konveksi sangat kuat di astenosfer; substansi mantel yang melunak bergerak dengan sangat aktif. Hal ini pertama-tama menyebabkan terbentuknya tonjolan di tengah benua, dan kemudian terpecah menjadi blok-blok terpisah, yang, di bawah pengaruh arus konveksi yang sama, mulai bergerak secara horizontal. Diketahui bahwa pergerakan suatu kontur pada permukaan bola selalu disertai dengan perputarannya (Euler et al.). Oleh karena itu, sebagian Gondwana tidak hanya berpindah, tetapi juga berkembang dalam ruang geografis.

Pecahnya Gondwana yang pertama terjadi pada perbatasan Trias-Jura (sekitar 190-195 juta tahun lalu); Afro-Amerika memisahkan diri. Kemudian, pada perbatasan Jurassic-Cretaceous (sekitar 135-140 juta tahun lalu), Amerika Selatan terpisah dari Afrika. Di perbatasan Mesozoikum dan Kenozoikum (sekitar 65-70 juta tahun yang lalu), blok Hindustan bertabrakan dengan Asia, dan Antartika menjauh dari Australia. Pada era geologi sekarang, litosfer, menurut para ilmuwan, terbagi menjadi enam blok lempeng yang terus bergerak.

Pecahnya Gondwana berhasil menjelaskan bentuk, kemiripan geologi, serta sejarah flora dan fauna benua selatan. Sejarah perpecahan Laurasia belum diteliti secara menyeluruh seperti Gondwana.

Pola letak benua. Letak benua saat ini dicirikan oleh pola-pola berikut:

• 1. Sebagian besar daratan terletak di belahan bumi utara. Belahan bumi utara merupakan benua, meskipun di sini hanya 39% berupa daratan dan sekitar 61% berupa lautan.
• 2. Letak benua bagian utara cukup padat. Benua selatan letaknya sangat tersebar dan terputus.
• 3. Relief planet ini bersifat anti-semit. Benua-benua tersebut letaknya sedemikian rupa sehingga masing-masing benua yang berada di seberang bumi pasti memiliki lautan yang bersesuaian. Hal ini dapat dilihat dengan baik dengan membandingkan lautan Arktik dan daratan Antartika. Jika bola bumi dipasang sedemikian rupa sehingga salah satu benua berada di salah satu kutub, maka pasti akan ada lautan di kutub lainnya. Hanya ada satu pengecualian kecil: berakhirnya Amerika Selatan yang berlawanan dengan Asia Tenggara. Antipodalitas, karena hampir tidak ada pengecualian, tidak bisa menjadi fenomena acak. Fenomena ini didasari oleh keseimbangan seluruh bagian permukaan bumi yang berputar.

Konsep bagian dunia. Selain pembagian daratan menjadi benua-benua yang ditentukan secara geologis, ada juga pembagian permukaan bumi menjadi bagian-bagian dunia yang terpisah, yang berkembang dalam proses perkembangan budaya dan sejarah umat manusia. Ada total enam belahan dunia: Eropa, Asia, Afrika, Amerika, Australia dan Oseania, Antartika. Di satu benua Eurasia terdapat dua bagian dunia (Eropa dan Asia), dan dua benua di Belahan Barat (Amerika Utara dan Amerika Selatan) membentuk satu bagian dunia - Amerika.

Perbatasan antara Eropa dan Asia sangat sewenang-wenang dan membentang di sepanjang garis daerah aliran sungai Pegunungan Ural, Sungai Ural, bagian utara Laut Kaspia, dan depresi Kuma-Manych. Garis patahan dalam yang memisahkan Eropa dari Asia melewati Ural dan Kaukasus.

Luas benua dan lautan. Luas daratan dihitung dalam garis pantai modern. Luas permukaan bumi kurang lebih 510,2 juta km2. Sekitar 361,06 juta km2 ditempati oleh Samudra Dunia, yaitu sekitar 70,8% dari total permukaan bumi. Luas daratannya kurang lebih 149,02 juta km 2, yaitu. sekitar 29,2% dari permukaan planet kita.

Luas benua modern dicirikan oleh nilai-nilai berikut:

Eurasia - 53,45 km2, termasuk Asia - 43,45 juta km2, Eropa - 10,0 juta km2;

Afrika - 30,30 juta km2;

Amerika Utara - 24,25 juta km2;

Amerika Selatan - 18,28 juta km2;

Antartika - 13,97 juta km2;

Australia - 7,70 juta km2;

Australia dengan Oseania - 8,89 km2.

Lautan modern mempunyai luas:

Samudera Pasifik - 179,68 juta km2;

Samudera Atlantik - 93,36 juta km2;

Samudera Hindia - 74,92 juta km2;

Samudra Arktik - 13,10 juta km2.

Antara benua utara dan selatan (menurut perbedaan asal usul dan perkembangannya) terdapat perbedaan luas dan karakter permukaan yang signifikan. Perbedaan geografis utama antara benua utara dan selatan adalah sebagai berikut:

• 1. Eurasia memiliki ukuran yang tidak ada bandingannya dengan benua lain, mencakup lebih dari 30% daratan planet kita.
• 2. Benua utara mempunyai luas landas kontinen yang signifikan. Paparan ini sangat signifikan di Samudra Arktik dan Samudra Atlantik, serta di Laut Kuning, Laut Cina, dan Laut Bering di Samudra Pasifik. Benua selatan, kecuali kelanjutan bawah laut Australia di Laut Arafura, hampir tidak memiliki landas kontinen.
• 3. Sebagian besar benua selatan terletak pada platform kuno. Di Amerika Utara dan Eurasia, platform kuno menempati sebagian kecil dari total wilayah, dan sebagian besar berada di wilayah yang dibentuk oleh orogeni Paleozoikum dan Mesozoikum. Di Afrika, sekitar 96% wilayahnya berada di daerah platform dan hanya 4% yang berada di pegunungan berumur Paleozoikum dan Mesozoikum. Di Asia, hanya 27% wilayahnya ditempati oleh platform kuno dan 77% oleh pegunungan dari berbagai usia.
• 4. Garis pantai benua selatan yang sebagian besar terbentuk oleh sesar tektonik relatif lurus; Hanya ada sedikit semenanjung dan pulau-pulau di daratan. Benua utara dicirikan oleh garis pantai yang sangat berkelok-kelok, banyak pulau, semenanjung, seringkali memanjang jauh ke laut. Dari total luas, pulau-pulau dan semenanjung menyumbang sekitar 39% di Eropa, Amerika Utara - 25%, Asia - 24%, Afrika - 2,1%, Amerika Selatan - 1,1% dan Australia (tidak termasuk Oseania) - 1,1% .
• 4. Pembedahan tanah secara vertikal

Masing-masing tingkat planet utama - permukaan benua dan dasar laut - dipecah menjadi beberapa tingkat kecil. Pembentukan tingkat utama dan tingkat kecil terjadi selama perkembangan jangka panjang kerak bumi dan berlanjut hingga masa geologis saat ini. Mari kita membahas pembagian modern kerak benua menjadi tingkat dataran tinggi. Langkah-langkahnya dihitung dari permukaan laut.

• 1. Depresi adalah wilayah daratan yang terletak di bawah permukaan laut. Depresi terbesar di Bumi adalah dataran rendah Kaspia bagian selatan dengan ketinggian minimum -28 m. Di Asia Tengah terdapat depresi Turfan yang sangat kering dengan kedalaman sekitar -154 m baskom; Tepi Laut Mati terletak 392 m di bawah permukaan laut. Depresi yang ditempati oleh air, yang permukaannya berada di atas permukaan laut, disebut kriptodepresi. Contoh umum dari kriptodepresi adalah Danau Baikal dan Danau Ladoga. Laut Kaspia dan Laut Mati bukanlah cryptodepressions, karena permukaan air di dalamnya tidak mencapai permukaan laut. Wilayah yang ditempati oleh depresi (tanpa kriptodepresi) relatif kecil dan luasnya sekitar 800 ribu km2.
• 2. Dataran Rendah (dataran rendah) - wilayah daratan yang terletak pada ketinggian 0 sampai 200 m di atas permukaan laut. Dataran rendah banyak terdapat di setiap benua (kecuali Afrika) dan menempati wilayah yang lebih luas dibandingkan daratan lainnya. Luas total seluruh dataran rendah di dunia adalah sekitar 48,2 juta km2.
• 3. Perbukitan dan dataran tinggi terletak pada ketinggian 200 sampai 500 m dan berbeda satu sama lain dalam bentuk relief yang ada: di perbukitan reliefnya terjal, di dataran tinggi relatif datar. Perbukitan menjulang di atas dataran rendah secara bertahap, dan dataran tinggi menjulang seperti langkan yang terlihat jelas. Perbukitan dan dataran tinggi berbeda satu sama lain dan dalam struktur geologinya. Luas wilayah yang ditempati perbukitan dan dataran tinggi sekitar 33 juta km2.

Di atas 500 m terdapat pegunungan. Mereka bisa berasal dari berbagai asal dan usia. Berdasarkan ketinggiannya, gunung dibedakan menjadi rendah, sedang dan tinggi.

• 4. Pegunungan rendah yang tingginya tidak lebih dari 1.000 m. Biasanya, pegunungan rendah adalah pegunungan kuno yang hancur atau kaki bukit dari sistem pegunungan modern. Pegunungan rendah menempati sekitar 27 juta km2.
• 5. Pegunungan sedang mempunyai ketinggian 1.000 sampai 2.000 m Contoh pegunungan sedang-tinggi adalah: Ural, Carpathians, Transbaikalia, beberapa pegunungan di Siberia Timur dan banyak negara pegunungan lainnya. Luas wilayah yang ditempati pegunungan berukuran sedang sekitar 24 juta km2.
• 6. Pegunungan tinggi (alpine) menjulang di atas 2.000 m. Istilah “pegunungan alpine” sering kali hanya diterapkan pada pegunungan Kenozoikum yang terletak di ketinggian lebih dari 3.000 m. Pegunungan tinggi ini luasnya sekitar 16 juta km2.

Di bawah permukaan laut, dataran rendah kontinental terus dibanjiri air - landas kontinen, atau beting kontinental. Sampai saat ini, menurut perhitungan konvensional yang sama dengan tahapan daratan, paparan tersebut disebut dataran bawah air dengan kedalaman hingga 200 m. Sekarang batas paparan tersebut tidak digambar sepanjang isobath yang dipilih secara formal, tetapi sepanjang garis sebenarnya. ujung permukaan benua yang ditentukan secara geologis dan transisinya ke lereng benua . Oleh karena itu, paparan tersebut berlanjut ke lautan hingga kedalaman yang berbeda-beda di setiap lautan, seringkali melebihi 200 m dan mencapai 700 atau bahkan 1.500 m.

Pada tepi luar landas kontinen yang relatif datar terdapat retakan tajam pada permukaan menuju lereng benua dan kaki benua. Landasan, lereng, dan kaki bersama-sama membentuk batas bawah air benua. Ini berlanjut hingga kedalaman rata-rata 2.450 m.

Benua, termasuk batas bawah airnya, menempati sekitar 40% permukaan bumi, sedangkan luas daratannya sekitar 29,2% dari total permukaan bumi.

Setiap benua memiliki keseimbangan isostatis di astenosfer. Ada hubungan langsung antara luas benua, ketinggian reliefnya, dan kedalaman perendaman di dalam mantel. Semakin besar luas benua, semakin besar rata-rata tinggi dan ketebalan litosfernya. Ketinggian rata-rata daratan adalah 870 m. Ketinggian rata-rata di Asia adalah 950 m, Eropa - 300 m, Australia - 350 m.

Konsep kurva hipsometrik (bathygraphic). Profil umum permukaan bumi diwakili oleh kurva hipsometrik. Bagian yang berhubungan dengan lautan disebut kurva batigrafi. Kurva dibangun sebagai berikut. Dimensi area yang terletak pada ketinggian dan kedalaman berbeda diambil dari peta hipsometrik dan batimegrafi dan diplot dalam sistem sumbu koordinat: ketinggian diplot sepanjang garis ordinat dari 0 ke atas, dan kedalaman ke bawah; sepanjang absis - luasnya jutaan kilometer persegi.

5. Relief dan struktur dasar Samudera Dunia. Pulau

Kedalaman rata-rata Samudra Dunia adalah 3.794 m.

Dasar Samudra Dunia terdiri dari empat bentuk morfopatung planet berikut:

• 1) batas benua bawah air,
• 2) zona transisi,
• 3) dasar laut,
• 4) pegunungan tengah laut.

Tepian bawah laut benua terdiri dari landas kontinen, lereng benua, dan kaki benua. Turun hingga kedalaman 2.450 m. Kerak bumi di sini bertipe benua. Luas total tepian benua bawah laut adalah sekitar 81,5 juta km2.

Kemiringan benua menukik ke laut secara relatif curam; rata-rata kemiringannya sekitar 40, tetapi terkadang mencapai 400.

Kaki benua merupakan suatu palung di perbatasan kerak benua dan samudera. Secara morfologi merupakan dataran akumulatif yang terbentuk oleh sedimen yang terbawa turun dari lereng benua.

Punggungan tengah laut adalah suatu sistem tunggal dan berkesinambungan yang mencakup seluruh lautan. Mereka adalah bangunan pegunungan yang sangat besar, mencapai lebar 1-2 ribu km dan menjulang 3-4 ribu km di atas dasar laut. Terkadang pegunungan di tengah laut menjulang di atas permukaan laut dan membentuk banyak pulau (Islandia, Azores, Seychelles, dll.). Dalam hal kemegahan, mereka secara signifikan melampaui negara-negara pegunungan di benua dan sebanding dengan benua. Misalnya, Punggung Bukit Atlantik Tengah beberapa kali lebih besar dari sistem pegunungan daratan terbesar, Cordillera dan Andes. Semua pegunungan tengah laut dicirikan oleh peningkatan aktivitas tektonik.

Sistem punggungan tengah laut mencakup struktur berikut:

• - Punggungan Atlantik Tengah (membentang dari Islandia di sepanjang Samudra Atlantik hingga pulau Tristan da Cunha);
• - Punggungan Hindia Tengah (puncaknya diungkapkan oleh Kepulauan Seychelles);
• - East Pacific Rise (memanjang ke selatan Semenanjung California).

Menurut topografi dan karakteristik aktivitas tektoniknya, pegunungan tengah laut adalah: 1) rift dan 2) non-rift.

Punggungan keretakan (misalnya, Atlantik Tengah) dicirikan oleh adanya lembah "keretakan" - ngarai yang dalam dan sempit dengan lereng yang curam (ngarai membentang di sepanjang puncak punggung bukit di sepanjang porosnya). Lebar lembah keretakan adalah 20-30 km, dan kedalaman patahan dapat terletak di bawah dasar laut hingga 7.400 m (Palung Romanche). Relief punggung bukit sangat rumit dan kasar. Semua punggung bukit jenis ini dicirikan oleh lembah keretakan, barisan pegunungan sempit, sesar melintang raksasa, cekungan antar pegunungan, kerucut vulkanik, gunung berapi bawah laut, dan pulau-pulau. Semua punggungan keretakan dicirikan oleh aktivitas seismik yang tinggi.

Punggungan non-rift (misalnya, East Pacific Rise) ditandai dengan tidak adanya lembah “rift” dan memiliki medan yang tidak terlalu rumit. Aktivitas seismik tidak biasa terjadi pada pegunungan non-rift. Namun, mereka memiliki ciri umum yang sama dengan semua pegunungan di tengah laut - adanya patahan melintang yang sangat besar.

Ciri-ciri geofisika terpenting dari pegunungan tengah laut adalah sebagai berikut:

• -peningkatan aliran panas dari perut bumi;
• -struktur spesifik kerak bumi;
• -anomali medan magnet;
• -vulkanisme;
• -aktivitas seismik.

Sebaran sedimen penyusun lapisan atas kerak bumi pada pegunungan tengah laut mengikuti pola sebagai berikut: pada punggung bukit itu sendiri, sedimennya tipis atau tidak ada sama sekali; Ketika seseorang menjauh dari punggung bukit, ketebalan sedimen meningkat (hingga beberapa kilometer) dan usianya. Jika di celah itu sendiri umur lavanya kurang lebih 13 ribu tahun, maka yang berjarak 60 km sudah berumur 8 juta tahun. Batuan yang berusia lebih dari 160 juta tahun belum ditemukan di dasar Samudra Dunia. Fakta-fakta ini menunjukkan adanya pembaruan terus-menerus pada pegunungan di tengah laut.

Mekanisme pembentukan pegunungan tengah laut. Pembentukan pegunungan tengah laut berhubungan dengan magma bagian atas. Magma atas adalah sistem konveksi yang sangat besar. Menurut para ilmuwan, terbentuknya pegunungan di tengah laut menyebabkan interior bumi terangkat. Di sepanjang lembah keretakan, lava mengalir keluar dan membentuk lapisan basal. Dengan bergabungnya kerak lama, bagian lava baru menyebabkan perpindahan horizontal blok litosfer dan perluasan dasar laut. Kecepatan pergerakan horizontal di berbagai tempat di bumi berkisar antara 1 hingga 12 cm per tahun: di Samudra Atlantik - sekitar 4 cm/tahun; di Samudera Hindia - sekitar 6 cm/tahun, di Samudera Pasifik - hingga 12 cm/tahun. Nilai-nilai yang tidak signifikan ini, dikalikan dengan jutaan tahun, menghasilkan jarak yang sangat jauh: dalam 150 juta tahun yang telah berlalu sejak perpecahan Amerika Selatan dan Afrika, benua-benua ini telah menyimpang sejauh 5 ribu km. Amerika Utara terpisah dari Eropa 80 juta tahun yang lalu. Dan 40 juta tahun yang lalu, Hindustan bertabrakan dengan Asia dan pembentukan Himalaya dimulai.

Akibat meluasnya dasar laut di zona pegunungan tengah laut, tidak terjadi peningkatan materi terestrial sama sekali, melainkan hanya aliran dan transformasinya. Kerak basaltik, yang tumbuh di sepanjang punggung tengah samudera dan menyebar secara horizontal darinya, menempuh perjalanan ribuan kilometer selama jutaan tahun dan, di beberapa tepi benua, turun lagi ke perut bumi, membawa serta lautan. sedimen. Proses ini menjelaskan perbedaan umur batuan di puncak punggung bukit dan di bagian lain lautan. Proses ini juga menyebabkan pergeseran benua.

Zona transisi meliputi palung laut dalam, busur pulau, dan cekungan laut marginal. Di zona transisi, wilayah kerak benua dan samudera berpadu secara kompleks.

Palung laut dalam ditemukan di empat wilayah bumi berikut:

• - di Samudera Pasifik sepanjang pantai Asia Timur dan Oseania: Palung Aleutian, Palung Kuril-Kamchatka, Palung Jepang, Palung Filipina, Palung Mariana (dengan kedalaman maksimum 11.022 m untuk Bumi), Palung Melanesia Barat, Tonga;
• - di Samudera Hindia - Palung Jawa;
• - di Samudra Atlantik - Palung Puerto Rico;
• - di Samudra Selatan - Sandwich Selatan.

Dasar laut, yang mencakup sekitar 73% dari total luas Samudra Dunia, ditempati oleh dataran perairan dalam (dari 2.450 hingga 6.000 m). Secara umum, dataran laut dalam ini berhubungan dengan platform samudera. Di antara dataran tersebut terdapat pegunungan di tengah laut, serta perbukitan dan dataran tinggi yang berasal dari sumber lain. Kenaikan ini membagi dasar laut menjadi cekungan terpisah. Misalnya, dari Punggung Bukit Atlantik Utara ke barat adalah Cekungan Amerika Utara, dan ke timur adalah Cekungan Eropa Barat dan Canary. Ada banyak kerucut vulkanik di dasar laut.

Pulau. Dalam proses perkembangan kerak bumi dan interaksinya dengan Samudera Dunia, terbentuklah pulau-pulau besar dan kecil. Jumlah pulau terus berubah. Beberapa pulau muncul, yang lainnya menghilang. Misalnya, pulau-pulau delta terbentuk dan terkikis, kumpulan es yang sebelumnya dikira pulau (“daratan”) mencair. Ludah laut memperoleh karakter pulau dan, sebaliknya, pulau-pulau bergabung dengan daratan dan berubah menjadi semenanjung. Oleh karena itu, luas pulau-pulau tersebut dihitung hanya kira-kira saja. Luasnya sekitar 9,9 juta km2. Sekitar 79% dari seluruh daratan pulau terletak di 28 pulau besar. Pulau terbesar adalah Greenland (2,2 juta km2).

DI DALAM 28 pulau terbesar di dunia adalah sebagai berikut:

• 1. Tanah Hijau;
• 2. Nugini;
• 3. Kalimantan (Kalimantan);
• 4. Madagaskar;
• 5. Pulau Baffin;
• 6. Sumatera;
• 7. Inggris Raya;
• 8. Honshu;
• 9. Victoria (Kepulauan Arktik Kanada);
• 10. Ellesmere Land (Kepulauan Arktik Kanada);
• 11. Sulawesi (Sulawesi);
• 12. Pulau Selatan Selandia Baru;
• 13. Jawa;
• 14. Pulau Utara Selandia Baru;
• 15. Tanah Baru;
• 16. Kuba;
• 17. Luzon;
• 18. Islandia;
• 19. Mindanao;
• 20. Bumi Baru;
• 21. Haiti;
• 22. Sakhalin;
• 23. Irlandia;
• 24. Tasmania;
• 25. Banks (Kepulauan Arktik Kanada);
• 26. Sri Lanka;
• 27. Hokkaido;
• 28. Devon.

Pulau-pulau besar dan kecil terletak baik secara tunggal maupun berkelompok. Gugusan pulau disebut kepulauan. Kepulauan bisa berbentuk kompak (misalnya, Franz Josef Land, Spitsbergen, Kepulauan Sunda Besar) atau memanjang (misalnya, Antilles Jepang, Filipina, Besar dan Kecil). Kepulauan yang memanjang kadang-kadang disebut punggung bukit (misalnya punggungan Kuril, punggungan Aleutian). Kepulauan pulau-pulau kecil yang tersebar di hamparan Samudera Pasifik disatukan menjadi tiga kelompok besar berikut: Melanesia, Mikronesia (Kepulauan Carolina, Kepulauan Mariana, Kepulauan Marshall), Polinesia.

Berdasarkan asalnya, semua pulau dapat dikelompokkan sebagai berikut:

I. Kepulauan Daratan:

• 1) pulau platform,
• 2) pulau-pulau di lereng benua,
• 3) pulau orogenik,
• 4) busur pulau,
• 5) pulau-pulau pesisir: a) pulau karang, b) Dalmatian, c) fjord, d) ludah dan panah, e) delta.

II. Pulau-pulau mandiri:

• 1) pulau-pulau vulkanik, termasuk a) pencurahan lava fisura, b) pencurahan lava pusat - berbentuk perisai dan berbentuk kerucut;
• 2) pulau karang: a) terumbu pantai, b) terumbu penghalang, c) atol.

Pulau-pulau di daratan secara genetik terhubung dengan benua, namun hubungan tersebut memiliki sifat yang berbeda, sehingga mempengaruhi sifat dan umur pulau, flora dan faunanya.

Pulau-pulau platform terletak di daratan dangkal dan secara geologis mewakili kelanjutan dari daratan. Pulau-pulau platform dipisahkan dari daratan utama oleh selat-selat dangkal. Contoh pulau platform adalah: Kepulauan Inggris, kepulauan Spitsbergen, Franz Josef Land, Severnaya Zemlya, Kepulauan Siberia Baru, kepulauan Arktik Kanada.

Pembentukan selat dan transformasi sebagian benua menjadi pulau-pulau sudah ada sejak zaman geologis terkini; Oleh karena itu, sifat daratan pulau sedikit berbeda dengan daratan.

Pulau-pulau di lereng benua juga merupakan bagian dari benua, namun pemisahannya terjadi lebih awal. Pulau-pulau ini dipisahkan dari benua di sekitarnya bukan oleh palung yang landai, melainkan oleh patahan tektonik yang dalam. Apalagi selat tersebut bersifat samudera. Flora dan fauna pulau-pulau di lereng benua sangat berbeda dengan daratan dan umumnya bersifat kepulauan. Contoh pulau lereng benua adalah: Madagaskar, Greenland, dll.

Pulau-pulau orogenik merupakan kelanjutan dari lipatan pegunungan benua. Jadi, misalnya Sakhalin adalah salah satu lipatan negara pegunungan Timur Jauh, Selandia Baru adalah kelanjutan dari Ural, Tasmania adalah Pegunungan Alpen Australia, pulau-pulau di Laut Mediterania adalah cabang dari lipatan Alpen. Kepulauan Selandia Baru juga berasal dari orogenik.

Karangan bunga busur pulau di sekitar Asia Timur, Amerika, dan Antartika. Wilayah busur pulau terbesar terletak di lepas pantai Asia Timur: Punggungan Aleutian, Punggungan Kuril, Punggungan Jepang, Punggungan Ryukyu, Punggungan Filipina, dll. Wilayah busur pulau kedua terletak di lepas pantai Amerika. : Antillen Besar, Antillen Kecil. Wilayah ketiga adalah busur pulau yang terletak di antara Amerika Selatan dan Antartika: kepulauan Tierra del Fuego, Kepulauan Falkland, dll. Secara tektonik, semua busur pulau terbatas pada geosinklin modern.

Pulau-pulau pesisir daratan memiliki asal usul yang berbeda dan mewakili jenis garis pantai yang berbeda.

Pulau-pulau yang berdiri sendiri tidak pernah menjadi bagian dari benua dan dalam banyak kasus terbentuk secara independen dari benua tersebut. Kelompok pulau independen terbesar adalah pulau vulkanik.

Ada pulau vulkanik di semua lautan. Namun, jumlahnya sangat banyak di daerah pegunungan tengah laut. Ukuran dan ciri pulau vulkanik ditentukan oleh sifat letusannya. Semburan lava di celah-celah menciptakan pulau-pulau besar yang ukurannya tidak kalah dengan pulau platform. Pulau asal vulkanik terbesar di Bumi adalah Islandia (103 ribu km2).

Sebagian besar pulau vulkanik terbentuk oleh letusan tipe pusat. Tentu saja, pulau-pulau ini tidak bisa terlalu besar. Luas wilayahnya bergantung pada sifat lahar. Lava utama menyebar dalam jarak jauh dan membentuk gunung berapi perisai (misalnya Kepulauan Hawaii). Letusan lava asam membentuk kerucut tajam pada area kecil.

Pulau karang merupakan produk limbah polip karang, diatom, foraminifera dan organisme laut lainnya. Polip karang cukup menuntut kondisi kehidupan. Mereka hanya bisa hidup di perairan hangat dengan suhu minimal 200C. Oleh karena itu, struktur karang hanya umum di garis lintang tropis dan melampauinya hanya di satu tempat - di wilayah Bermuda, tersapu oleh Arus Teluk.

Tergantung pada lokasinya dalam kaitannya dengan daratan modern, pulau-pulau karang dibagi menjadi tiga kelompok berikut:

• 1) terumbu pantai,
• 2) terumbu penghalang,
• 3) atol.

Terumbu pantai bermula tepat di lepas pantai daratan atau pulau pada saat air surut dan membatasinya dalam bentuk teras yang luas. Di dekat muara sungai dan di dekat hutan bakau, aktivitas tersebut terganggu karena salinitas air yang rendah.

Terumbu karang penghalang terletak agak jauh dari daratan, dipisahkan oleh sebidang air - laguna. Terumbu karang terbesar yang ada saat ini adalah Great Barrier Reef. Panjangnya sekitar 2.000 km; Lebar laguna berkisar antara 35 hingga 150 km dengan kedalaman 30-70 m. Terumbu karang pesisir dan penghalang membatasi hampir semua pulau di perairan khatulistiwa dan tropis Samudra Pasifik.

Atol terletak di antara lautan. Ini adalah pulau-pulau rendah berbentuk cincin terbuka. Diameter atol berkisar antara 200 m hingga 60 km. Di dalam atol terdapat laguna yang kedalamannya mencapai 100 m. Kedalaman selat antara laguna dan lautan sama. Kemiringan luar atol selalu curam (dari 9 hingga 450). Lereng yang menghadap laguna landai; Mereka dihuni oleh berbagai organisme.

Hubungan genetik ketiga jenis struktur karang tersebut merupakan masalah ilmiah yang belum terselesaikan. Menurut teori Charles Darwin, terumbu penghalang dan atol terbentuk dari terumbu pantai selama tenggelamnya pulau secara bertahap. Dalam hal ini, pertumbuhan karang mengkompensasi penurunan dasar karang. Sebuah laguna muncul di puncak pulau, dan terumbu pantai berubah menjadi atol cincin.

Struktur planet tempat kita hidup telah lama memenuhi pikiran para ilmuwan. Banyak penilaian naif dan tebakan brilian yang diungkapkan, namun hingga saat ini tidak ada yang bisa membuktikan benar atau salahnya hipotesis apa pun dengan fakta yang meyakinkan. Dan bahkan saat ini, meskipun ilmu kebumian mengalami kemajuan besar, terutama karena perkembangan metode geofisika untuk mempelajari bagian dalamnya, tidak ada pendapat tunggal dan final tentang struktur bagian dalam bumi.

Benar, semua ahli sepakat pada satu hal: Bumi terdiri dari beberapa lapisan konsentris, atau cangkang, yang di dalamnya terdapat inti berbentuk bola. Metode terbaru telah memungkinkan pengukuran ketebalan masing-masing bola bersarang ini dengan sangat akurat, namun apa sebenarnya bola tersebut dan apa isinya belum sepenuhnya diketahui.

Beberapa sifat interior bumi diketahui secara pasti, sementara yang lain hanya dapat ditebak. Jadi, dengan menggunakan metode seismik, kecepatan perjalanan getaran elastis (gelombang seismik) yang disebabkan oleh gempa bumi atau ledakan di planet ini dapat ditentukan. Besarnya kecepatan ini, secara umum, sangat tinggi (beberapa kilometer per detik), tetapi dalam medium yang lebih padat kecepatannya meningkat, dalam medium lepas kecepatannya menurun tajam, dan dalam medium cair osilasi tersebut dengan cepat padam.

Gelombang seismik dapat merambat melalui bumi dalam waktu kurang dari setengah jam. Namun, setelah mencapai antarmuka antar lapisan dengan kepadatan berbeda, sebagiannya dipantulkan dan kembali ke permukaan, di mana waktu kedatangannya dapat dicatat oleh instrumen sensitif.

Fakta bahwa di bawah cangkang padat bagian atas planet kita terdapat lapisan lain telah diduga sejak zaman kuno. Filsuf Yunani kuno Empedocles, yang hidup pada abad ke-5 SM, adalah orang pertama yang mengatakan hal ini. Menyaksikan letusan gunung berapi Etna yang terkenal, ia melihat lava cair dan sampai pada kesimpulan bahwa di bawah cangkang permukaan bumi yang keras dan dingin terdapat lapisan magma cair. Seorang ilmuwan pemberani meninggal ketika mencoba menembus kawah gunung berapi untuk lebih memahami strukturnya.

Gagasan tentang struktur cairan-api di bagian dalam bumi mendapat perkembangan paling mencolok pada pertengahan abad ke-18 dalam teori filsuf Jerman I. Kant dan astronom Prancis P. Laplace. Teori ini bertahan hingga akhir abad ke-19, meskipun tidak ada yang mampu mengukur pada kedalaman berapa kerak padat dingin berakhir dan magma cair dimulai. Pada tahun 1910, ahli geofisika Yugoslavia A. Mohorovicic melakukan ini dengan menggunakan metode seismik. Saat mempelajari gempa di Kroasia, ia menemukan bahwa pada kedalaman 60-70 kilometer kecepatan gelombang seismik berubah tajam. Di atas bagian ini, yang kemudian disebut batas Mohorovicic (atau disingkat “Moho”), kecepatan gelombang tidak melebihi 6,5-7 kilometer per detik, sedangkan di bawahnya meningkat secara tiba-tiba hingga 8 kilometer per detik.

Jadi, ternyata tepat di bawah litosfer (kerak) tidak terdapat magma cair sama sekali, melainkan lapisan sepanjang seratus kilometer, bahkan lebih padat dari kerak bumi. Hal ini dilatarbelakangi oleh astenosfer (lapisan yang melemah), yang substansinya berada dalam keadaan lunak.

Beberapa peneliti percaya bahwa astenosfer merupakan campuran butiran padat dengan lelehan cairan.

Dilihat dari kecepatan rambat gelombang seismik, terdapat lapisan super padat di bawah astenosfer, hingga kedalaman 2.900 kilometer.

Sulit untuk mengatakan apa itu cangkang dalam (mantel) berlapis-lapis yang terletak di antara permukaan Moho dan intinya. Di satu sisi, ia memiliki tanda-tanda benda padat (gelombang seismik merambat dengan cepat di dalamnya), di sisi lain, mantelnya memiliki fluiditas yang tidak diragukan lagi.

Perlu dicatat bahwa kondisi fisik di bagian dalam planet kita ini benar-benar tidak biasa. Di sana terjadi suhu tinggi dan tekanan luar biasa yang mencapai ratusan ribu atmosfer. Ilmuwan terkenal Soviet, akademisi D. Shcherbakov percaya bahwa substansi mantel, meskipun padat, memiliki plastisitas. Mungkin bisa diibaratkan dengan semir sepatu, yang karena pukulan palu, pecah menjadi pecahan-pecahan dengan ujung yang tajam. Namun, seiring berjalannya waktu, bahkan dalam cuaca dingin, ia mulai menyebar seperti cairan dan mengalir sedikit ke bawah, dan ketika mencapai tepi permukaan, ia menetes ke bawah.

Bagian tengah Bumi, yaitu intinya, penuh dengan lebih banyak misteri. Apa itu cair atau padat? Terdiri dari bahan apa? Metode seismik telah menetapkan bahwa inti bersifat heterogen dan terbagi menjadi dua lapisan utama - luar dan dalam. Menurut beberapa teori, itu terdiri dari besi dan nikel, menurut teori lain, dari silikon super padat. Baru-baru ini dikemukakan gagasan bahwa bagian tengah inti adalah besi-nikel, dan bagian luarnya adalah silikon.

Jelas bahwa geosfer yang paling terkenal adalah geosfer yang dapat diakses melalui observasi dan penelitian langsung: atmosfer, hidrosfer, dan kerak bumi. Mantelnya, meski dekat dengan permukaan bumi, ternyata tidak tersingkap di mana pun. Oleh karena itu, tidak ada konsensus mengenai komposisi kimianya. Benar, Akademisi A. Yanshin percaya bahwa beberapa mineral langka dari kelompok mer-richbite-redderite, yang sebelumnya hanya dikenal sebagai bagian dari meteorit dan baru-baru ini ditemukan di Pegunungan Sayan Timur, mewakili singkapan mantel. Namun hipotesis ini masih memerlukan pengujian yang cermat.

Kerak bumi benua telah dipelajari oleh para ahli geologi dengan cukup lengkap. Pengeboran dalam memainkan peran besar dalam hal ini. Lapisan atas kerak benua dibentuk oleh batuan sedimen. Seperti namanya, mereka berasal dari air, yaitu partikel yang membentuk lapisan kerak bumi yang mengendap dari suspensi air. Sebagian besar batuan sedimen terbentuk di laut purba, lebih jarang batuan tersebut berasal dari perairan tawar. Dalam kasus yang sangat jarang terjadi, batuan sedimen muncul akibat pelapukan langsung di darat.

Batuan sedimen utama adalah pasir, batupasir, lempung, batugamping, dan terkadang garam batu. Ketebalan lapisan kerak bumi sedimen bervariasi di berbagai bagian permukaan bumi. Kadang mencapai 20-25 kilometer, namun di beberapa tempat tidak ada curah hujan sama sekali. Di tempat-tempat ini, lapisan kerak bumi berikutnya muncul ke “permukaan siang hari” - granit.

Ia menerima nama ini karena terdiri dari granit itu sendiri dan batuan di dekatnya - granitoid, gneisses, dan sekis mika.

Lapisan granit mencapai ketebalan 25-30 kilometer dan biasanya ditutupi oleh batuan sedimen di atasnya. Lapisan terbawah kerak bumi - basal - tidak lagi dapat diakses untuk dipelajari secara langsung, karena tidak mencapai permukaan dimanapun dan sumur dalam tidak dapat mencapainya. Struktur dan sifat lapisan basal dinilai hanya berdasarkan data geofisika. Diasumsikan dengan tingkat kepastian yang tinggi bahwa lapisan kerak bawah ini terdiri dari batuan beku mirip basal, yang berasal dari lava vulkanik yang didinginkan. Ketebalan lapisan basal mencapai 15-20 kilometer.

Sampai saat ini, struktur kerak bumi diyakini sama di mana-mana, hanya di pegunungan ia naik membentuk lipatan, dan di bawah lautan ia tenggelam membentuk mangkuk raksasa. Salah satu akibat dari revolusi ilmu pengetahuan dan teknologi adalah pesatnya perkembangan sejumlah ilmu pengetahuan pada pertengahan abad ke-20, termasuk geologi kelautan. Dalam cabang pengetahuan manusia ini, banyak penemuan mendasar telah dilakukan yang secara radikal mengubah gagasan sebelumnya tentang struktur kerak bumi di bawah dasar laut. Ditemukan bahwa jika di bawah laut marginal dan dekat benua, yaitu di daerah beting, kerak bumi sampai batas tertentu masih mirip dengan kerak benua, maka kerak samudera sama sekali berbeda. Pertama, ketebalannya sangat kecil: 5 hingga 10 kilometer. Kedua, di bawah dasar laut tidak terdiri dari tiga, tetapi hanya dua lapisan - sedimen, tebal 1-2 kilometer, dan basal. Lapisan granit, yang merupakan ciri khas kerak benua, berlanjut ke arah lautan hanya sampai ke lereng benua, di mana lapisan tersebut pecah.

Penemuan-penemuan ini secara tajam meningkatkan minat para ahli geologi untuk mempelajari lautan. Ada harapan untuk menemukan singkapan basal misterius, dan bahkan mungkin mantel, di dasar laut. Prospek pengeboran bawah air, yang dengannya seseorang dapat mencapai lapisan dalam melalui lapisan sedimen yang relatif tipis dan mudah diatasi, juga terlihat sangat menggiurkan.

kerak bumi membentuk cangkang paling atas dari bumi padat dan menutupi planet ini dengan lapisan yang hampir terus menerus, ketebalannya bervariasi dari 0 di beberapa daerah pegunungan tengah laut dan patahan samudera hingga 70-75 km di bawah struktur pegunungan tinggi (Khain, Lomise, 1995 ). Ketebalan kerak benua, ditentukan oleh peningkatan kecepatan perjalanan gelombang seismik longitudinal hingga 8-8,2 km/s ( Perbatasan Mohorovicic, atau Perbatasan Moho), mencapai 30-75 km, dan di cekungan samudera 5-15 km. Jenis kerak bumi yang pertama bernama samudera,Kedua- kontinental.

Kerak samudera menempati 56% permukaan bumi dan memiliki ketebalan kecil 5–6 km. Strukturnya terdiri dari tiga lapisan (Khain dan Lomise, 1995).

Pertama, atau sedimen, lapisan dengan ketebalan tidak lebih dari 1 km terdapat di bagian tengah lautan dan mencapai ketebalan 10–15 km di pinggirannya. Ia sama sekali tidak ada di zona aksial pegunungan tengah laut. Komposisi lapisan tersebut meliputi sedimen pelagis laut dalam yang liat, mengandung silika dan karbonat (Gbr. 6.1). Sedimen karbonat tersebar tidak lebih dalam dari kedalaman kritis akumulasi karbonat. Lebih dekat ke benua tampak campuran material klastik yang terbawa dari daratan; inilah yang disebut sedimen hemipelagic. Kecepatan rambat gelombang seismik longitudinal di sini adalah 2–5 km/s. Usia sedimen di lapisan ini tidak melebihi 180 juta tahun.

Lapisan kedua di bagian atas utamanya (2A) terdiri dari basal dengan lapisan pelagis yang langka dan tipis

Beras. 6.1. Bagian litosfer lautan dibandingkan dengan bagian rata-rata allochthon ofiolitik. Di bawah ini adalah model pembentukan satuan utama bagian pada zona sebaran lautan (Khain dan Lomise, 1995). Legenda: 1 –

sedimen pelagis; 2 – basal yang meletus; 3 – kompleks tanggul paralel (dolerit); 4 – gabro dan gabro-dolerit atas (tidak berlapis); 5, 6 – kompleks berlapis (berakumulasi): 5 – gabbroid, 6 – ultrabasit; 7 – peridotit tektonisasi; 8 – aureole metamorf basal; 9 – perubahan magma basaltik I–IV – perubahan kondisi kristalisasi berturut-turut di dalam ruangan dengan jarak dari sumbu penyebaran

curah hujan es; basal sering kali memiliki pemisahan bantal (dalam penampang) yang khas (lava bantal), tetapi lapisan basal masif juga terjadi. Di bagian bawah lapisan kedua (2B) dibangun tanggul dolerit paralel. Ketebalan total lapisan ke-2 adalah 1,5–2 km, dan kecepatan gelombang seismik longitudinal 4,5–5,5 km/s.

Lapisan ketiga Kerak samudera terdiri dari batuan beku holokristalin dengan komposisi basa dan ultrabasa bawahan. Di bagian atasnya, batuan jenis gabbro biasanya berkembang, dan bagian bawahnya terdiri dari “kompleks berpita” yang terdiri dari gabbro dan ultra-ramafit yang berselang-seling. Ketebalan lapisan ke-3 adalah 5 km. Kecepatan gelombang longitudinal pada lapisan ini mencapai 6–7,5 km/s.

Batuan lapisan ke-2 dan ke-3 diperkirakan terbentuk bersamaan dengan batuan lapisan ke-1.

Kerak samudera, atau lebih tepatnya kerak tipe samudera, tidak terbatas distribusinya ke dasar laut, tetapi juga berkembang di cekungan laut dalam di laut marjinal, seperti Laut Jepang, cekungan Okhotsk Selatan (Kuril) Laut Okhotsk, Filipina, Karibia dan banyak lainnya

laut. Selain itu, terdapat alasan yang kuat untuk menduga bahwa pada cekungan dalam di benua dan laut dalam dan marginal yang dangkal seperti Barents, yang ketebalan tutupan sedimennya 10-12 km atau lebih, hal tersebut dilatarbelakangi oleh kerak tipe samudera. ; Hal ini dibuktikan dengan kecepatan gelombang seismik longitudinal sekitar 6,5 km/s.

Dikatakan di atas bahwa umur kerak samudera modern (dan laut marginal) tidak melebihi 180 juta tahun. Namun, di dalam lipatan sabuk benua kita juga menemukan kerak tipe samudera yang jauh lebih kuno, hingga Prakambrium Awal, yang diwakili oleh apa yang disebut kompleks ofiolit(atau sekadar ofiolit). Istilah ini milik ahli geologi Jerman G. Steinmann dan dikemukakan olehnya pada awal abad ke-20. untuk menunjuk pada karakteristik “tiga serangkai” batuan yang biasanya ditemukan bersama di zona tengah sistem lipatan, yaitu batuan ultrabasa terserpentinisasi (analog dengan lapisan 3), gabbro (analog dengan lapisan 2B), basal (analog dengan lapisan 2A) dan radiolarit (analog ke lapisan 1). Esensi paragenesis batuan ini telah lama ditafsirkan secara keliru, khususnya gabro dan hiperbasit dianggap mengganggu dan lebih muda dari basal dan radiolarit. Baru pada tahun 60an, ketika informasi pertama yang dapat dipercaya tentang komposisi kerak samudera diperoleh, menjadi jelas bahwa ofiolit adalah kerak samudera dari masa lalu geologis. Penemuan ini sangat penting untuk pemahaman yang benar tentang kondisi asal mula sabuk bergerak Bumi.

Struktur kerak lautan

Area distribusi berkelanjutan kerak samudera dinyatakan dalam relief bumi samuderadepresi. Di dalam cekungan samudera, dua elemen terbesar dibedakan: platform samudera Dan sabuk orogenik samudera. Platform laut(atau tha-lassocratons) pada topografi bagian bawah tampak seperti dataran jurang yang luas atau dataran berbukit. KE sabuk orogenik samudera Diantaranya adalah pegunungan tengah laut yang memiliki ketinggian di atas dataran sekitarnya hingga 3 km (di beberapa tempat menjulang dalam bentuk pulau-pulau di atas permukaan laut). Di sepanjang sumbu punggungan, sering ditelusuri zona keretakan - graben sempit selebar 12-45 km pada kedalaman 3-5 km, menunjukkan dominasi perluasan kerak di daerah tersebut. Mereka dicirikan oleh kegempaan yang tinggi, peningkatan aliran panas yang tajam, dan kepadatan mantel atas yang rendah. Data geofisika dan geologi menunjukkan bahwa ketebalan lapisan penutup sedimen berkurang ketika mendekati zona aksial pegunungan, dan kerak samudera mengalami pengangkatan yang nyata.

Unsur utama kerak bumi berikutnya adalah zona transisi antara benua dan lautan. Ini adalah luas pembedahan maksimum permukaan bumi, dimana terdapat busur pulau, dicirikan oleh kegempaan yang tinggi dan vulkanisme andesitik dan andesit-basaltik modern, palung laut dalam, dan depresi laut dalam di laut marginal. Sumber gempa di sini berupa zona seismofokal (zona Benioff-Zavaritsky), yang berada di bawah benua. Zona transisi adalah yang paling banyak

termanifestasi dengan jelas di Samudera Pasifik bagian barat. Hal ini ditandai dengan jenis struktur perantara kerak bumi.

Kerak benua(Khain, Lomise, 1995) tersebar tidak hanya di dalam benua itu sendiri, yaitu daratan, dengan kemungkinan pengecualian pada depresi terdalam, namun juga di dalam zona landas tepian benua dan wilayah individual di dalam cekungan samudra-benua mikro. Namun total luas perkembangan kerak benua lebih kecil dibandingkan dengan kerak samudera, yaitu 41% dari luas permukaan bumi. Ketebalan rata-rata kerak benua adalah 35-40 km; itu menurun ke arah tepi benua dan di dalam mikrokontinen dan meningkat di bawah struktur pegunungan hingga 70-75 km.

Secara keseluruhan, kerak benua, seperti halnya samudera, memiliki struktur tiga lapisan, tetapi komposisi lapisannya, terutama dua lapisan terbawah, berbeda secara signifikan dari yang diamati pada kerak samudera.

1. lapisan sedimen, biasa disebut sebagai penutup sedimen. Ketebalannya bervariasi dari nol pada pelindung dan pengangkatan yang lebih kecil pada fondasi platform dan zona aksial dari struktur terlipat hingga 10 dan bahkan 20 km pada depresi platform, palung depan dan antar gunung di sabuk gunung. Benar, dalam cekungan ini kerak bumi mendasari sedimen dan biasanya disebut konsolidasi, mungkin sudah lebih dekat sifatnya dengan samudera daripada benua. Komposisi lapisan sedimen mencakup berbagai batuan sedimen yang sebagian besar berasal dari benua atau laut dangkal, lebih jarang berasal dari batial (sekali lagi dalam depresi yang dalam), dan juga, jauh

tidak di semua tempat, penutup dan kusen batuan beku dasar membentuk bidang perangkap. Kecepatan gelombang longitudinal pada lapisan sedimen adalah 2,0-5,0 km/s dengan maksimum pada batuan karbonat. Kisaran umur batuan penutup sedimen mencapai 1,7 miliar tahun, yaitu suatu urutan besarnya lebih tinggi dari lapisan sedimen lautan modern.

2. Lapisan atas kerak yang terkonsolidasi menonjol ke permukaan siang hari pada perisai dan susunan platform dan di zona aksial struktur terlipat; ditemukan hingga kedalaman 12 km di sumur Kola dan pada kedalaman yang jauh lebih kecil di sumur di wilayah Volga-Ural di Lempeng Rusia, di Lempeng Benua Tengah AS, dan di Perisai Baltik di Swedia. Sebuah tambang emas di India Selatan melewati lapisan ini hingga 3,2 km, di Afrika Selatan - hingga 3,8 km. Oleh karena itu, komposisi lapisan ini, setidaknya bagian atasnya, secara umum sudah diketahui; peran utama dalam komposisinya dimainkan oleh berbagai sekis kristal, gneis, amfibolit, dan granit, oleh karena itu sering disebut granit-gneiss. Kecepatan gelombang longitudinal di dalamnya adalah 6,0-6,5 km/s. Di dasar platform muda, yang berumur Riphean-Paleozoikum atau bahkan Mesozoikum, dan sebagian di zona internal struktur lipatan muda, lapisan yang sama terdiri dari batuan yang kurang bermetamorfosis (fasies sekis hijau, bukan amfibolit) dan mengandung lebih sedikit granit. ; itulah mengapa sering disebut di sini lapisan granit-metamorf, dan kecepatan longitudinal tipikal di dalamnya berkisar antara 5,5-6,0 km/s. Ketebalan lapisan kerak ini mencapai 15-20 km pada platform dan 25-30 km pada struktur pegunungan.

3. Lapisan bawah kerak yang terkonsolidasi. Awalnya diasumsikan terdapat batas seismik yang jelas antara dua lapisan kerak bumi yang terkonsolidasi, yang diberi nama batas Conrad setelah penemunya, seorang ahli geofisika Jerman. Pengeboran sumur-sumur yang baru saja disebutkan menimbulkan keraguan akan adanya batas yang jelas; kadang-kadang, sebaliknya, seismisitas mendeteksi bukan hanya satu, tetapi dua (K 1 dan K 2) batas di kerak bumi, yang memberikan alasan untuk membedakan dua lapisan di kerak bagian bawah (Gbr. 6.2). Komposisi batuan penyusun kerak bagian bawah, sebagaimana disebutkan, tidak cukup diketahui, karena belum terjangkau oleh sumur, dan tersingkap secara terpisah-pisah di permukaan. Berdasarkan

Beras. 6.2. Struktur dan ketebalan kerak benua (Khain, Lomise, 1995). A - jenis bagian utama menurut data seismik: I-II - platform kuno (I - perisai, II

Sineklis), III - rak, IV - orogen muda. K 1 , K 2 -Permukaan Conrad, permukaan M-Mohorovicic, kecepatan ditunjukkan untuk gelombang longitudinal; B - histogram sebaran ketebalan kerak benua; B - profil kekuatan umum

Pertimbangan umum, V.V. Belousov sampai pada kesimpulan bahwa kerak bagian bawah harus didominasi, di satu sisi, oleh batuan dengan tahap metamorfisme yang lebih tinggi dan, di sisi lain, oleh batuan dengan komposisi yang lebih mendasar daripada di kerak atas. Itu sebabnya dia menyebut lapisan ini korteks gra-nullite-mafik. Asumsi Belousov secara umum terkonfirmasi, meskipun singkapan menunjukkan bahwa tidak hanya granulit basa, tetapi juga granulit asam terlibat dalam komposisi kerak bagian bawah. Saat ini, sebagian besar ahli geofisika membedakan kerak atas dan bawah berdasarkan sifat reologi yang sangat baik: kerak atas keras dan rapuh, kerak bawah bersifat plastis. Kecepatan gelombang longitudinal di kerak bawah adalah 6,4-7,7 km/s; tergolong dalam kerak atau mantel lapisan bawah lapisan ini dengan kecepatan melebihi 7,0 km/s seringkali kontroversial.

Di antara dua tipe ekstrim kerak bumi - samudera dan benua - terdapat tipe transisi. Salah satunya adalah kerak subsamudera - berkembang di sepanjang lereng dan kaki bukit benua dan, mungkin, mendasari dasar cekungan beberapa laut marginal dan laut dalam yang tidak terlalu dalam dan lebar. Kerak subsamudera merupakan kerak benua yang menipis hingga 15-20 km dan ditembus oleh tanggul dan kusen batuan beku dasar.

kulit pohon Itu ditemukan melalui pengeboran laut dalam di pintu masuk Teluk Meksiko dan tersingkap di pantai Laut Merah. Jenis korteks transisi lainnya adalah anak benua- terbentuk ketika kerak samudera dalam busur vulkanik ensimatik berubah menjadi kerak benua, tetapi belum mencapai “kematangan” penuh, memiliki ketebalan yang berkurang, kurang dari 25 km dan tingkat konsolidasi yang lebih rendah, yang tercermin dalam lebih rendah kecepatan gelombang seismik - tidak lebih dari 5,0-5,5 km/s di kerak bawah.

Beberapa peneliti mengidentifikasi dua jenis kerak samudera lagi sebagai jenis khusus, yang telah dibahas di atas; ini adalah, pertama, kerak samudera dari pengangkatan internal samudera yang menebal hingga 25-30 km (Islandia, dll.) dan, kedua, kerak tipe samudera, “dibangun di atas” dengan ketebalan hingga 15-20 km, penutup sedimen (Cekungan Kaspia dan sebagainya.).

Permukaan Mohorovicic dan komposisi mana atastii. Batas antara kerak bumi dan mantel, biasanya secara seismik cukup jelas dinyatakan dengan lompatan kecepatan gelombang longitudinal dari 7,5-7,7 menjadi 7,9-8,2 km/s, dikenal sebagai permukaan Mohorovicic (atau hanya Moho dan bahkan M), dinamakan permukaan Mohorovicic (atau hanya Moho dan bahkan M). Ahli geofisika Kroasia yang mendirikannya. Di lautan, batas ini berhubungan dengan transisi dari kompleks pita pada lapisan ke-3 dengan dominasi gabbroid ke peridotit terserpentinisasi terus menerus (harzburgit, lherzolit), lebih jarang dunit, di tempat-tempat yang menonjol ke permukaan dasar, dan di bebatuan. Sao Paulo di Atlantik di lepas pantai Brasil dan seterusnya. Zabargad di Laut Merah, menjulang di atas permukaan

kemarahan laut. Bagian atas mantel samudera dapat diamati di beberapa tempat di daratan sebagai bagian dari dasar kompleks ofiolit. Ketebalannya di Oman mencapai 8 km, dan di Papua Nugini bahkan mungkin 12 km. Mereka terdiri dari peridotit, terutama harzburgit (Khain, Lomise, 1995).

Studi tentang inklusi dalam lava dan kimberlit dari pipa menunjukkan bahwa di bawah benua, mantel atas sebagian besar terdiri dari peridotit, baik di sini maupun di bawah lautan di bagian atas adalah peridotit spinel, dan di bawahnya adalah peridotit garnet. Namun di mantel benua, menurut data yang sama, selain peridotit, eklogit, yaitu batuan dasar yang bermetamorfosis dalam, juga terdapat dalam jumlah kecil. Eclogit mungkin merupakan sisa-sisa kerak samudera yang bermetamorfosis, terseret ke dalam mantel selama proses penonjolan kerak bumi (subduksi).

Bagian atas mantel mengalami penipisan sekunder sejumlah komponen: silika, alkali, uranium, torium, tanah jarang, dan unsur-unsur tidak koheren lainnya karena mencairnya batuan basaltik kerak bumi darinya. Mantel yang “habis” (“habis”) ini membentang di bawah benua hingga kedalaman yang lebih dalam (mencakup seluruh atau hampir seluruh bagian litosfernya) daripada di bawah lautan, sehingga memberi jalan lebih dalam ke mantel yang “tidak habis”. Komposisi primer rata-rata mantel harus mendekati spinel lherzolit atau campuran hipotetis peridotit dan basal dengan perbandingan 3:1, yang disebutkan oleh ilmuwan Australia A.E. Ringwood pirolit.

Pada kedalaman sekitar 400 km, peningkatan pesat kecepatan gelombang seismik dimulai; dari sini ke 670 km

dihapus lapisan Golitsyn, dinamai seismolog Rusia B.B. Golitsyn. Ia juga dibedakan sebagai mantel tengah, atau mesosfer - zona transisi antara mantel atas dan bawah. Peningkatan laju getaran elastis pada lapisan Golitsyn dijelaskan oleh peningkatan kepadatan bahan mantel sekitar 10% karena transisi beberapa spesies mineral ke spesies mineral lain, dengan susunan atom yang lebih padat: olivin menjadi spinel , piroksen menjadi garnet.

Mantel bawah(Hain, Lomise, 1995) dimulai pada kedalaman sekitar 670 km. Mantel bawah sebagian besar terdiri dari perovskit (MgSiO 3) dan magnesium wustite (Fe, Mg)O - produk perubahan lebih lanjut dari mineral penyusun mantel tengah. Inti bumi bagian luarnya menurut seismologi berbentuk cair, dan bagian dalamnya kembali padat. Konveksi di inti luar menghasilkan medan magnet utama bumi. Komposisi inti bumi diterima oleh sebagian besar ahli geofisika sebagai besi. Namun sekali lagi, menurut data eksperimen, perlu adanya campuran nikel, belerang, atau oksigen, atau silikon, untuk menjelaskan penurunan kepadatan inti dibandingkan dengan yang ditentukan untuk besi murni.

Menurut data tomografi seismik, permukaan inti tidak rata dan membentuk tonjolan dan cekungan dengan amplitudo hingga 5-6 km. Pada batas mantel dan inti, lapisan transisi dengan indeks D" dibedakan (kerak bumi ditandai dengan indeks A, mantel atas - B, tengah - C, bawah - D, bagian atas - mantel bawah D"). Ketebalan lapisan D" di beberapa tempat mencapai 300 km.

Litosfer dan astenosfer. Berbeda dengan kerak dan mantel, yang dibedakan berdasarkan data geologi (berdasarkan komposisi material) dan data seismologis (berdasarkan lompatan kecepatan gelombang seismik di batas Mohorovicic), litosfer dan astenosfer murni merupakan konsep fisik, atau lebih tepatnya reologi. Dasar awal untuk mengidentifikasi astenosfer adalah cangkang plastik yang melemah. mendasari litosfer yang lebih kaku dan rapuh, ada kebutuhan untuk menjelaskan fakta keseimbangan isostatik kerak bumi, yang ditemukan saat mengukur gravitasi di kaki struktur pegunungan. Awalnya diperkirakan bahwa struktur seperti itu, terutama yang sebesar Himalaya, akan menciptakan gravitasi yang berlebihan. Namun ketika pada pertengahan abad ke-19. pengukuran yang sesuai dilakukan, ternyata gaya tarik-menarik tersebut tidak teramati. Akibatnya, bahkan ketidakrataan besar pada relief permukaan bumi dapat dikompensasikan dengan menyeimbangkan kedalamannya sehingga pada permukaan bumi tidak ada penyimpangan yang signifikan dari nilai rata-rata gravitasi. Dengan demikian, para peneliti sampai pada kesimpulan bahwa ada kecenderungan umum kerak bumi menjadi seimbang dengan mengorbankan mantel; fenomena ini disebut isostasia(Hain, Lomise, 1995) .

Ada dua cara untuk menerapkan isostasi. Yang pertama adalah bahwa pegunungan memiliki akar yang terbenam di dalam mantel, yaitu isostasi disebabkan oleh variasi ketebalan kerak bumi dan permukaan bawah kerak bumi memiliki relief yang berlawanan dengan relief permukaan bumi; inilah hipotesis astronom Inggris J. Airy

(Gbr. 6.3). Dalam skala regional, hal ini biasanya dibenarkan, karena struktur pegunungan sebenarnya memiliki kerak yang lebih tebal dan ketebalan kerak maksimum diamati di bagian tertingginya (Himalaya, Andes, Hindu Kush, Tien Shan, dll.). Tetapi mekanisme lain untuk penerapan isostasi juga dimungkinkan: area dengan relief yang lebih tinggi harus terdiri dari batuan yang kurang padat, dan area dengan relief yang lebih rendah harus terdiri dari batuan yang lebih padat; Ini adalah hipotesis ilmuwan Inggris lainnya, J. Pratt. Dalam hal ini, dasar kerak bumi bahkan mungkin berbentuk horizontal. Keseimbangan benua dan lautan dicapai melalui kombinasi kedua mekanisme tersebut—kerak bumi di bawah lautan jauh lebih tipis dan lebih padat dibandingkan kerak bumi di bawah benua.

Sebagian besar permukaan bumi berada dalam keadaan mendekati keseimbangan isostatik. Penyimpangan terbesar dari isostasis—anomali isostatik—ditemukan di busur pulau dan palung laut dalam yang terkait.

Agar keinginan keseimbangan isostatik menjadi efektif, yaitu, dengan beban tambahan, kerak akan tenggelam, dan ketika beban dihilangkan, kerak akan naik, maka perlu terdapat lapisan plastis yang cukup di bawah kerak, yang mampu. mengalir dari daerah yang tekanan geostatisnya meningkat ke daerah yang bertekanan rendah. Untuk lapisan inilah, yang awalnya diidentifikasi secara hipotetis, ahli geologi Amerika J. Burrell mengusulkan nama tersebut astenosfer, yang berarti “cangkang lemah”. Asumsi ini baru terkonfirmasi kemudian, pada tahun 60an, ketika terjadi gempa

Beras. 6.3. Skema keseimbangan isostatik kerak bumi:

A - oleh J.Erie, B - oleh J.Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

logs (B. Gutenberg) menemukan keberadaan pada kedalaman tertentu di bawah kerak bumi dari zona penurunan atau tidak adanya peningkatan, alami dengan peningkatan tekanan, dalam kecepatan gelombang seismik. Selanjutnya, metode lain untuk membentuk astenosfer muncul—metode bunyi magnetotellurik, di mana astenosfer memanifestasikan dirinya sebagai zona dengan hambatan listrik yang berkurang. Selain itu, ahli seismologi telah mengidentifikasi tanda lain dari astenosfer - peningkatan redaman gelombang seismik.

Astenosfer juga memainkan peran utama dalam pergerakan litosfer. Aliran materi astenosfer mengalir sepanjang lempeng litosfer dan menyebabkan pergerakan horizontalnya. Naiknya permukaan astenosfer menyebabkan naiknya litosfer, dan dalam kasus ekstrim, terputusnya kontinuitasnya, terbentuknya pemisahan dan penurunan permukaan tanah. Yang terakhir ini juga menyebabkan keluarnya astenosfer.

Jadi, dari dua cangkang yang membentuk tektonosfer: astenosfer merupakan elemen aktif, dan litosfer merupakan elemen yang relatif pasif. Interaksi mereka menentukan “kehidupan” tektonik dan magmatik kerak bumi.

Pada zona aksial pegunungan tengah laut, khususnya di East Pacific Rise, puncak astenosfer terletak pada kedalaman hanya 3-4 km, yaitu litosfer hanya dibatasi pada bagian atas kerak bumi. Saat kita bergerak menuju pinggiran lautan, ketebalan litosfer meningkat karena

kerak bawah, dan terutama mantel atas dan dapat mencapai 80-100 km. Di bagian tengah benua, terutama di bawah perisai platform kuno, seperti Eropa Timur atau Siberia, ketebalan litosfer sudah mencapai 150-200 km atau lebih (di Afrika Selatan 350 km); menurut beberapa perkiraan, jaraknya bisa mencapai 400 km, yaitu di sini seluruh mantel atas di atas lapisan Golitsyn harus menjadi bagian dari litosfer.

Sulitnya mendeteksi astenosfer pada kedalaman lebih dari 150-200 km menimbulkan keraguan beberapa peneliti tentang keberadaannya di bawah wilayah tersebut dan mengarahkan mereka pada gagasan alternatif bahwa astenosfer sebagai cangkang kontinu, yaitu geosfer, tidak ada. tetapi ada serangkaian “asthenolens” yang terputus " Kami tidak setuju dengan kesimpulan ini, yang mungkin penting untuk geodinamika, karena wilayah inilah yang menunjukkan keseimbangan isostatik tingkat tinggi, karena ini termasuk contoh wilayah glasiasi modern dan kuno di atas - Greenland, dll.

Alasan mengapa astenosfer tidak mudah dideteksi di mana pun jelas karena perubahan viskositasnya secara lateral.

Elemen struktural utama kerak benua

Di benua, dua elemen struktural kerak bumi dibedakan: platform dan sabuk bergerak (Historical Geology, 1985).

Definisi:platform- bagian kerak benua yang stabil dan kaku, memiliki bentuk isometrik dan struktur dua lantai (Gbr. 6.4). Lantai struktural bawah (pertama) – fondasi kristal, diwakili oleh batuan bermetamorfosis tinggi yang diterobos oleh intrusi. Lantai struktural atas (kedua) terletak dengan lembut penutup sedimen, dislokasi lemah dan tidak bermetamorfosis. Pintu keluar ke permukaan siang hari dari lantai struktural bawah disebut tameng. Daerah pondasi yang tertutup oleh penutup sedimen disebut kompor. Ketebalan lapisan penutup sedimen lempeng ini beberapa kilometer.

Contoh: pada Platform Eropa Timur terdapat dua perisai (Ukraina dan Baltik) dan lempeng Rusia.

Struktur platform lantai dua (penutup) Ada yang negatif (defleksi, sineklis) dan positif (anteklise). Syneclise berbentuk piring, dan anteclise berbentuk piring terbalik. Ketebalan sedimen selalu lebih besar pada sineklise, dan lebih kecil pada anteclise. Dimensi diameter struktur ini bisa mencapai ratusan atau beberapa ribu kilometer, dan jatuhnya lapisan pada sayap biasanya beberapa meter per 1 km. Ada dua definisi struktur ini.

Definisi: syneclise adalah suatu struktur geologi yang keruntuhan lapisannya diarahkan dari pinggiran ke tengah. Anteclise merupakan suatu struktur geologi yang keruntuhan lapisannya diarahkan dari pusat ke pinggiran.

Definisi: syneclise - struktur geologi yang intinya memunculkan sedimen yang lebih muda, dan di sepanjang tepinya

Beras. 6.4. Diagram struktur platform. 1 - fondasi terlipat; 2 - badan platform; 3 sesar (Historical Geology, 1985)

- lebih kuno. Anteclise adalah struktur geologi yang intinya memunculkan sedimen yang lebih tua, dan sedimen yang lebih muda muncul di tepinya.

Definisi: palung adalah suatu badan geologi memanjang (memanjang) yang mempunyai bentuk penampang cekung.

Contoh: di pelat Rusia platform Eropa Timur menonjol anteclises(Belarusia, Voronezh, Volga-Ural, dll.), sineklis(Moskow, Kaspia, dll.) dan palung (Ulyanovsk-Saratov, Transnistria-Laut Hitam, dll.).

Ada struktur cakrawala bawah penutup - av-lacogene.

Definisi: aulacogen - depresi sempit dan memanjang yang membentang melintasi platform. Aulacogens terletak di bagian bawah lantai struktur atas (penutup) dan dapat mencapai panjang hingga ratusan kilometer dan lebar puluhan kilometer. Aulacogens terbentuk dalam kondisi ekstensi horizontal. Mereka mengakumulasi lapisan sedimen yang tebal, yang dapat dihancurkan menjadi lipatan dan komposisinya mirip dengan formasi miogeosynclines. Basal terdapat di bagian bawah.

Contoh: Aulacogen Pachelma (Ryazan-Saratov), ​​aulacogen Dnieper-Donets dari lempeng Rusia.

Sejarah perkembangan platform. Sejarah perkembangan dapat dibagi menjadi tiga tahap. Pertama– geosinklinal, di mana elemen struktur (fondasi) bawah (pertama) terbentuk. Kedua- aulacogenik, di mana, tergantung pada iklim, terjadi akumulasi

sedimen berwarna merah, abu-abu atau mengandung karbon di av-lacogenes. Ketiga– lempengan, di mana sedimentasi terjadi pada area yang luas dan lantai struktural atas (kedua) (pelat) terbentuk.

Proses akumulasi curah hujan biasanya terjadi secara siklis. Akumulasi terlebih dahulu transgresif maritim luar biasa formasi, lalu - karbonat formasi (pelanggaran maksimum, Tabel 6.1). Selama regresi dalam kondisi iklim kering, berbunga merah yang mengandung garam formasi, dan dalam kondisi iklim lembab - lumpuh mengandung batubara pembentukan. Pada akhir siklus sedimentasi, terbentuklah sedimen kontinental formasi. Panggung sewaktu-waktu dapat diinterupsi dengan terbentuknya formasi jebakan.

Tabel 6.1. Urutan akumulasi lempengan

formasi dan ciri-cirinya.

Akhir tabel 6.1.

Untuk sabuk bergerak (area terlipat) ciri:

linearitas konturnya;

akumulasi sedimen yang sangat tebal (hingga 15-25 km);

konsistensi komposisi dan ketebalan endapan tersebut sepanjang pemogokan daerah terlipat dan perubahan mendadak pada serangannya;

kehadiran yang aneh formasi- kompleks batuan yang terbentuk pada tahap perkembangan tertentu di kawasan tersebut ( batu tulis, flysch, spilito-keratofirik, tetes tebu dan formasi lainnya);

magmatisme efusif dan intrusif yang intens (intrusi-batholit granit besar merupakan ciri khasnya);

metamorfisme regional yang kuat;

7) lipatan kuat, banyak sesar, termasuk

dorongan yang menunjukkan dominasi kompresi. Daerah lipatan (sabuk) muncul menggantikan daerah geosinklinal (sabuk).

Definisi: geosinklin(Gbr. 6.5) - wilayah bergerak kerak bumi, di mana lapisan sedimen tebal dan vulkanogenik pada awalnya terakumulasi, kemudian dihancurkan menjadi lipatan-lipatan kompleks, disertai dengan pembentukan sesar, masuknya intrusi, dan metamorfisme. Ada dua tahap dalam pengembangan geosinklin.

Tahap pertama(sebenarnya geosinklinal) ditandai dengan dominasi penurunan permukaan tanah. Tingkat curah hujan yang tinggi di geosinklin - ini akibat peregangan kerak bumi dan defleksinya. DI DALAM babak pertama pertamatahapan Sedimen lempung berpasir dan lempung biasanya terakumulasi (akibat metamorfisme, kemudian membentuk serpih lempung hitam, yang dilepaskan ke dalam batu tulis formasi) dan batugamping. Subduksi dapat disertai dengan pecahnya magma mafik yang naik dan meletus dalam kondisi bawah laut. Batuan yang dihasilkan setelah metamorfisme, bersama dengan formasi subvulkanik yang menyertainya, memberikan spilite-keratophyric pembentukan. Bersamaan dengan itu, batuan silika dan jasper biasanya terbentuk.

samudera

Beras. 6.5. Skema struktur geosync

linali pada penampang skematik Busur Sunda di Indonesia (Geologi Struktural dan Lempeng Tektonik, 1991). Legenda: 1 – sedimen dan batuan sedimen; 2 – gunung berapi-

ras yang bagus; 3 – batuan konti-metamorf basement

Formasi yang ditentukan terakumulasi secara bersamaan, Tetapi di berbagai daerah. Akumulasi spilito-keratophyric pembentukan biasanya terjadi di bagian dalam geosyncline – in eugeosinklin. Untuk eugeo-sinkronisasi Ditandai dengan terbentuknya lapisan vulkanogenik yang tebal, biasanya berkomposisi basa, dan masuknya intrusi batuan gabro, diabas, dan ultrabasa. Di bagian marginal geosyncline, di sepanjang perbatasannya dengan platform, biasanya terdapat miogeosynclines. Sebagian besar lapisan terrigenous dan karbonat terakumulasi di sini; Tidak ada batuan vulkanik, dan intrusi tidak biasa terjadi.

Di paruh pertama tahap pertama Sebagian besar geosinklin adalah laut dengan signifikankedalaman. Buktinya ditunjukkan oleh ukuran butiran sedimen yang halus dan jarangnya temuan fauna (terutama nekton dan plankton).

KE pertengahan tahap pertama karena tingkat penurunan permukaan tanah yang berbeda, bagian-bagian geosinklin terbentuk di berbagai bagian geosinklin kenaikan relatif(intrageoantik-linali) Dan keturunan relatif(intrageosinklin). Pada saat ini, intrusi plagiogranit kecil dapat terjadi.

Di dalam paruh kedua tahap pertama Akibat munculnya internal uplift, laut pada geosyncline menjadi lebih dangkal. Sekarang ini kepulauan, dipisahkan oleh selat. Karena pendangkalan, laut bergerak maju pada platform yang berdekatan. Batugamping, strata tebal berpasir-lempung yang dibangun secara ritmis, terakumulasi di geosinklin, membentuk flysch untuk-216

perkawinan; terjadi pencurahan lava komposisi antara yang menyusunnya porfiritik pembentukan.

KE akhir tahap pertama intrageosynclines menghilang, intrageoanticlines bergabung menjadi satu pusat pengangkatan. Ini adalah pembalikan umum; itu cocok fase utama pelipatan dalam geosinklin. Pelipatan biasanya disertai dengan intrusi granit sinorogenik berukuran besar (bersamaan dengan pelipatan). Batuan dihancurkan menjadi lipatan, sering kali diperumit oleh dorongan. Semua ini menyebabkan metamorfisme regional. Di tempat intrageosinklin muncullah sinklinorium- struktur tipe sinklinal yang dibangun secara rumit, dan sebagai pengganti garis intrageoantiklin - antiklinoria. Geosyncline “menutup”, berubah menjadi area terlipat.

Dalam struktur dan perkembangan geosinklin, peranannya sangat penting kesalahan yang mendalam - retakan berumur panjang yang menembus seluruh kerak bumi dan masuk ke mantel atas. Sesar dalam menentukan kontur geosinklin, magmatismenya, dan pembagian geosinklin menjadi zona struktur-wajah yang berbeda dalam komposisi sedimen, ketebalannya, magmatisme, dan sifat strukturnya. Di dalam geosyncline mereka terkadang membedakannya array tengah, dibatasi oleh kesalahan yang dalam. Ini adalah blok lipatan yang lebih kuno, terdiri dari batuan dari fondasi tempat geosinklin terbentuk. Dilihat dari komposisi sedimen dan ketebalannya, susunan tengah mirip dengan platform, tetapi dibedakan oleh magmatisme yang kuat dan pelipatan batuan, terutama di sepanjang tepi susunan.

Tahap kedua pengembangan geosinklin ditelepon orogenik dan ditandai dengan dominasi pengangkatan. Sedimentasi terjadi di daerah terbatas di sepanjang pinggiran pusat pengangkatan - masuk defleksi marginal, timbul di sepanjang perbatasan geosyncline dan platform dan sebagian tumpang tindih dengan platform, serta di palung antar gunung yang terkadang terbentuk di dalam pusat pengangkatan. Sumber sedimen adalah penghancuran gedung pusat yang terus meningkat. Babak pertamatahap kedua tanjakan ini mungkin memiliki topografi berbukit; ketika dihancurkan, sedimen laut dan terkadang laguna menumpuk dan terbentuk molase yang lebih rendah pembentukan. Tergantung pada kondisi iklim, hal ini mungkin terjadi lumpuh pembawa batubara atau asin ketebalan. Pada saat yang sama, intrusi granit besar - batolit - biasanya terjadi.

Di paruh kedua panggung laju pengangkatan pengangkatan pusat meningkat tajam, yang disertai dengan perpecahan dan keruntuhan masing-masing bagian. Fenomena ini dijelaskan oleh fakta bahwa, akibat pelipatan, metamorfisme, dan masuknya intrusi, wilayah lipatan (bukan lagi geosinklin!) menjadi kaku dan bereaksi terhadap pengangkatan yang sedang berlangsung dengan keretakan. Laut meninggalkan daerah ini. Akibat hancurnya bagian tengah pengangkatan yang pada waktu itu merupakan negara pegunungan, lapisan klastik kasar benua terakumulasi sehingga membentuk molase atas pembentukan. Terbelahnya bagian lengkung pengangkatan disertai dengan vulkanisme darat; biasanya ini adalah lava dengan komposisi asam, yang bersama-sama

formasi subvulkanik memberi porfiri pembentukan. Retakan yang bersifat basa dan intrusi asam kecil berhubungan dengannya. Dengan demikian, akibat berkembangnya geosinklin, ketebalan kerak benua bertambah.

Pada akhir tahap kedua, kawasan pegunungan terlipat yang muncul di lokasi geosinklin dihancurkan, wilayah tersebut secara bertahap menjadi rata dan menjadi platform. Geosyncline berubah dari area penimbunan sedimen menjadi area kehancuran, dari wilayah bergerak menjadi wilayah menetap, kaku, dan rata. Oleh karena itu, jangkauan pergerakan pada platform ini kecil. Biasanya laut, meski dangkal, menutupi wilayah yang luas di sini. Wilayah ini tidak lagi mengalami penurunan permukaan tanah yang kuat seperti sebelumnya, sehingga ketebalan sedimennya jauh lebih sedikit (rata-rata 2-3 km). Penurunan muka tanah berulang kali terputus, sehingga sering terjadi gangguan sedimentasi; kemudian kerak pelapukan dapat terbentuk. Tidak ada pengangkatan energik yang disertai pelipatan. Oleh karena itu, sedimen tipis yang baru terbentuk, biasanya perairan dangkal pada platform tidak bermetamorfosis dan terletak secara horizontal atau sedikit miring. Batuan beku jarang terjadi dan biasanya diwakili oleh curahan lava basaltik terestrial.

Selain model geosinklinal, terdapat model lempeng tektonik litosfer.

Model lempeng tektonik

Lempeng tektonik(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) adalah model yang dibuat untuk menjelaskan pola distribusi deformasi dan kegempaan yang diamati di kulit terluar Bumi. Hal ini didasarkan pada data geofisika ekstensif yang diperoleh pada tahun 1950an dan 1960an. Landasan teoritis lempeng tektonik didasarkan pada dua premis.

Lapisan bumi yang paling luar disebut litosfer, terletak langsung pada lapisan yang disebut actenosfer, yang kurang tahan lama dibandingkan litosfer.

Litosfer terbagi menjadi beberapa segmen atau lempeng kaku (Gambar 6.6), yang terus bergerak relatif satu sama lain dan luas permukaannya juga terus berubah. Sebagian besar proses tektonik dengan pertukaran energi yang intens terjadi di perbatasan antar lempeng.

Meskipun ketebalan litosfer tidak dapat diukur dengan presisi tinggi, para peneliti sepakat bahwa di dalam lempeng, ketebalannya bervariasi dari 70-80 km di bawah lautan hingga maksimum lebih dari 200 km di beberapa bagian benua, dengan rata-rata sekitar 100 km. Astenosfer yang mendasari litosfer meluas hingga kedalaman sekitar 700 km (kedalaman maksimum sebaran sumber gempa fokus dalam). Kekuatannya meningkat seiring dengan kedalaman, dan beberapa seismolog percaya bahwa batas bawahnya adalah

garis tunggal - sesar transformasi (sesar slip); area kerak benua yang mengalami patahan aktif berbintik-bintik (Geologi struktural dan lempeng tektonik, 1991)

Tsa terletak di kedalaman 400 km dan bertepatan dengan sedikit perubahan parameter fisik.

Batas antar lempeng dibagi menjadi tiga jenis:

berbeda;

konvergen;

transformasi (dengan perpindahan sepanjang tumbukan).

Pada batas lempeng yang berbeda, yang sebagian besar diwakili oleh retakan, terjadi pembentukan litosfer baru, yang menyebabkan penyebaran dasar laut (spreading). Pada batas lempeng konvergen, litosfer tenggelam ke dalam astenosfer, yaitu terserap. Pada batas transformasi, dua lempeng litosfer bergeser relatif satu sama lain, dan materi litosfer tidak tercipta atau musnah di atasnya. .

Semua lempeng litosfer terus bergerak relatif satu sama lain. Diasumsikan bahwa luas total semua pelat tetap konstan selama periode waktu yang signifikan. Pada jarak yang cukup dari tepi pelat, deformasi horizontal di dalamnya tidak signifikan, sehingga pelat dianggap kaku. Karena perpindahan sepanjang sesar transformasi terjadi sepanjang tumbukan, pergerakan lempeng seharusnya sejajar dengan sesar transformasi modern. Karena semua ini terjadi pada permukaan bola, maka sesuai dengan teorema Euler, setiap bagian lempeng menggambarkan lintasan yang setara dengan rotasi pada permukaan bola bumi. Untuk pergerakan relatif setiap pasangan pelat pada waktu tertentu, sumbu atau kutub rotasi dapat ditentukan. Saat Anda menjauh dari tiang ini (sampai ke sudut

jarak 90°), laju penyebaran secara alami meningkat, tetapi kecepatan sudut untuk setiap pasangan pelat relatif terhadap kutub rotasinya adalah konstan. Perhatikan juga bahwa, secara geometris, kutub rotasi adalah unik untuk setiap pasangan lempeng dan sama sekali tidak berhubungan dengan kutub rotasi Bumi sebagai planet.

Lempeng tektonik adalah model proses kerak bumi yang efektif karena cocok dengan data observasi yang diketahui, memberikan penjelasan yang elegan untuk fenomena yang sebelumnya tidak terkait, dan membuka kemungkinan untuk prediksi.

siklus Wilson(Geologi Struktural dan Lempeng Tektonik, 1991). Pada tahun 1966, Profesor Wilson dari Universitas Toronto menerbitkan sebuah makalah yang menyatakan bahwa pergeseran benua terjadi tidak hanya setelah pecahnya Pangea pada awal Mesozoikum, tetapi juga pada masa pra-Pangea. Siklus pembukaan dan penutupan lautan relatif terhadap batas benua yang berdekatan sekarang disebut siklus Wilson.

Pada Gambar. Gambar 6.7 memberikan penjelasan skematis tentang konsep dasar siklus Wilson dalam kerangka gagasan tentang evolusi lempeng litosfer.

Beras. 6.7, tapi mewakili awal siklus Wilson– tahap awal pecahnya benua dan pembentukan tepi lempeng akresi. Dikenal tangguh

Beras. 6.7. Skema siklus Wilson perkembangan lautan dalam kerangka evolusi lempeng litosfer (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

litosfer menutupi zona astenosfer yang lebih lemah dan sebagian cair - yang disebut lapisan berkecepatan rendah (Gambar 6.7, b) . Ketika benua-benua terus terpisah, terbentuklah lembah keretakan (Gbr. 6.7, 6) dan lautan kecil (Gbr. 6.7, c). Ini adalah tahapan awal pembukaan laut dalam siklus Wilson.. Celah Afrika dan Laut Merah adalah contoh yang cocok. Dengan berlanjutnya pergeseran benua-benua yang terpisah, disertai dengan pertambahan litosfer baru yang simetris di tepi lempeng, sedimen paparan terakumulasi di batas benua-samudera akibat erosi benua. Lautan yang terbentuk sempurna(Gbr. 6.7, d) dengan punggungan median pada batas lempeng dan landas kontinen yang berkembang disebut lautan tipe Atlantik.

Dari pengamatan palung samudera, hubungannya dengan kegempaan, dan rekonstruksi pola anomali magnetik samudera di sekitar parit, diketahui bahwa litosfer samudera terpotong-potong dan tersubduksi ke dalam mesosfer. Pada Gambar. 6.7, D ditampilkan laut dengan kompor, yang memiliki batas pertambahan dan serapan litosfer yang sederhana, – ini adalah tahap awal penutupan laut V siklus Wilson. Terpotongnya litosfer di sekitar tepian benua menyebabkan transformasi litosfer menjadi orogen tipe Andes sebagai akibat dari proses tektonik dan vulkanik yang terjadi pada batas lempeng penyerap. Jika pemotongan ini terjadi pada jarak yang cukup jauh dari tepian benua menuju lautan, maka akan terbentuk busur pulau seperti Kepulauan Jepang. Penyerapan samuderalitosfer menyebabkan perubahan geometri pelat dan pada akhirnya

berakhir ke hilangnya sepenuhnya batas lempeng akresi(Gbr. 6.7, f). Selama waktu ini, landas kontinen di seberangnya mungkin terus meluas, menjadi semi-samudera tipe Atlantik. Ketika lautan menyusut, batas benua yang berlawanan pada akhirnya ditarik ke dalam mode penyerapan lempeng dan berpartisipasi dalam pembangunan Orogen akresi tipe Andean. Ini adalah tahap awal tumbukan dua benua (tabrakan) . Pada tahap selanjutnya, karena daya apung litosfer benua, penyerapan lempeng terhenti. Lempeng litosfer pecah di bawah, di bawah orogen tipe Himalaya yang sedang tumbuh, dan maju tahap orogenik akhirsiklus Wilsondengan sabuk pegunungan dewasa, mewakili lapisan antara benua-benua yang baru bersatu. Antipoda Orogen akresi tipe Andean adalah Orogen tumbukan tipe Himalaya.

Jenis kerak bumi: samudera, benua

Kerak bumi (cangkang padat bumi di atas mantel) terdiri dari dua jenis kerak bumi dan memiliki dua jenis struktur: benua dan samudera. Pembagian litosfer bumi menjadi kerak bumi dan mantel atas cukup konvensional; istilah litosfer samudera dan benua sering digunakan.

Kerak benua bumi

Kerak benua Bumi (kerak benua, kerak benua) yang terdiri dari lapisan sedimen, granit, dan basal. Kerak benua mempunyai ketebalan rata-rata 35-45 km, dengan ketebalan maksimum mencapai 75 km (di bawah pegunungan).

Struktur kerak benua “gaya Amerika” agak berbeda. Ini berisi lapisan batuan beku, sedimen dan metamorf.

Kerak benua memiliki nama lain "sial" - karena. granit dan beberapa batuan lainnya mengandung silikon dan aluminium - itulah asal mula istilah sial: silikon dan aluminium, SiAl.

Kepadatan rata-rata kerak benua adalah 2,6-2,7 g/cm³.

Gneiss adalah batuan metamorf (biasanya berstruktur berlapis longgar) yang terdiri dari plagioklas, kuarsa, kalium feldspar, dll.

Granit adalah “batuan beku intrusif yang bersifat asam. Terdiri dari kuarsa, plagioklas, kalium feldspar, dan mika” (artikel “Granit”, tautan di bagian bawah halaman). Granit terdiri dari feldspar dan kuarsa. Granit belum ditemukan di benda lain di tata surya.

Kerak samudera bumi

Sejauh yang diketahui, lapisan granit belum ditemukan pada kerak bumi di dasar lautan; lapisan sedimen kerak bumi terletak tepat di atas lapisan basal. Jenis kerak samudera disebut juga "sima", batuannya didominasi oleh silikon dan magnesium - mirip dengan sial, MgSi.

Ketebalan kerak samudera (ketebalan) kurang dari 10 kilometer, biasanya 3-7 kilometer. Kepadatan rata-rata kerak subsamudera adalah sekitar 3,3 g/cm³.

Dipercaya bahwa samudera terbentuk di pegunungan tengah laut dan diserap di zona subduksi (mengapa tidak begitu jelas) - sebagai semacam pengangkut dari garis pertumbuhan di pegunungan tengah laut ke benua.

Perbedaan jenis kerak benua dan samudera, hipotesis

Semua informasi tentang struktur kerak bumi didasarkan pada pengukuran geofisika tidak langsung, kecuali injeksi permukaan individu oleh sumur. Selain itu, penelitian geofisika pada dasarnya adalah penelitian kecepatan rambat gelombang elastik longitudinal.

Dapat dikatakan bahwa “akustik” (lintasan gelombang seismik) pada kerak tipe benua berbeda dengan “akustik” pada kerak tipe samudera. Dan yang lainnya adalah hipotesis yang kurang lebih masuk akal berdasarkan data tidak langsung.

"... dalam hal struktur dan komposisi material, kedua jenis utama litosfer pada dasarnya berbeda satu sama lain, dan “lapisan basal” ahli geofisika di dalamnya sama hanya dalam nama, begitu juga dengan mantel litosfer. Jenis litosfer ini juga berbeda usianya - jika di dalam segmen benua, seluruh spektrum peristiwa geologi terjadi mulai dari kurang lebih 4 miliar tahun, maka usia batuan dasar lautan modern tidak melebihi Trias, dan usia yang terbukti. sebagian besar fragmen litosfer samudera (ofiolit dalam pemahaman Konferensi Penrose) berumur tidak lebih dari 2 miliar tahun (Kontinen, 1987; Scott et al., 1998). Di Bumi modern, litosfer samudera menyumbang ~60%. permukaan padat. Dalam hal ini, pertanyaan yang muncul secara alami: apakah selalu ada rasio seperti itu antara kedua jenis litosfer ini atau telah berubah seiring waktu? dan secara umum - apakah keduanya selalu ada? diberikan baik melalui analisis proses geologi pada batas destruktif lempeng litosfer maupun melalui studi evolusi proses tektono-magmatik dalam sejarah Bumi."
“Di mana litosfer benua kuno menghilang?”, E.V

Lalu apakah ini lempeng litosfer?

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/plate_tectonics/
Gempa Bumi dan Lempeng Tektonik:
"...sebuah konsep yang telah merevolusi pemikiran dalam ilmu kebumian dalam 10 tahun terakhir. Teori lempeng tektonik menggabungkan banyak gagasan tentang pergeseran benua (awalnya diusulkan pada tahun 1912 oleh Alfred Wegener di Jerman) dan penyebaran dasar laut (awalnya disarankan oleh Harry Hess dari Universitas Princeton).

Informasi tambahan tentang struktur litosfer dan sumbernya

Kerak Bumi
kerak bumi
Program Bahaya Gempa Bumi - USGS.
Program Bahaya Gempa Bumi - Survei Geologi Amerika Serikat.
Peta dunia menunjukkan:
batas lempeng tektonik;
ketebalan kerak bumi, dalam kilometer.
Entah kenapa, peta tersebut tidak menunjukkan batas lempeng tektonik di benua; batas lempeng benua dan lempeng samudera – batas kerak bumi tipe benua dan samudera.

UNSUR STRUKTUR UTAMA KEKERAK BUMI : Elemen struktur terbesar kerak bumi adalah benua dan lautan.

Di dalam lautan dan benua, elemen struktur yang lebih kecil dibedakan, pertama, ini adalah struktur stabil - platform yang dapat ditemukan baik di lautan maupun di benua. Biasanya, mereka dicirikan oleh relief yang rata dan tenang, yang sesuai dengan posisi permukaan yang sama pada kedalaman, hanya di bawah platform kontinental terletak pada kedalaman 30-50 km, dan di bawah lautan 5-8 km. , karena kerak samudera jauh lebih tipis dibandingkan kerak benua.

Di lautan, sebagai elemen struktural, sabuk bergerak tengah laut dibedakan, diwakili oleh punggungan tengah laut dengan zona keretakan di bagian aksialnya, berpotongan dengan sesar transformasi dan saat ini merupakan zona menyebar, yaitu perluasan dasar laut dan penumpukan kerak laut yang baru terbentuk.

Di benua, sebagai elemen struktural dengan peringkat tertinggi, area stabil dibedakan - platform dan sabuk orogenik epiplatform, terbentuk pada zaman Neogen-Kuarter dalam elemen struktural stabil kerak bumi setelah periode pengembangan platform. Sabuk tersebut mencakup struktur pegunungan modern Tien Shan, Altai, Sayan, Transbaikalia Barat dan Timur, Afrika Timur, dll. Selain itu, sabuk geosinklinal bergerak yang mengalami pelipatan dan orogenesis di era Alpen, yaitu. juga pada zaman Neogen-Kuarter, mereka merupakan sabuk orogenik epigeosinklinal, seperti Pegunungan Alpen, Carpathians, Dinarides, Kaukasus, Kopetdag, Kamchatka, dll.

Struktur kerak bumi benua dan lautan: Kerak bumi merupakan lapisan terluar bumi yang keras (geosfer). Di bawah kerak bumi terdapat mantel, yang berbeda dalam komposisi dan sifat fisik - lebih padat dan sebagian besar mengandung unsur tahan api. Kerak dan mantel dipisahkan oleh batas Mohorovicic, dimana kecepatan gelombang seismik meningkat tajam.

Massa kerak bumi diperkirakan mencapai 2,8.1019 ton (21% di antaranya adalah kerak samudera dan 79% adalah benua). Kerak bumi hanya menyumbang 0,473% dari total massa bumi.

Kelautan kulit pohon: Kerak samudera sebagian besar terdiri dari basal. Menurut teori lempeng tektonik, ia terus terbentuk di pegunungan tengah laut, menyimpang darinya, dan terserap ke dalam mantel di zona subduksi (tempat kerak samudera tenggelam ke dalam mantel). Oleh karena itu, kerak samudera relatif muda. Laut. kerak bumi memiliki struktur tiga lapisan (sedimen - 1 km, basaltik - 1-3 km, batuan beku - 3-5 km), ketebalan totalnya 6-7 km.

Kerak benua: Kerak benua memiliki struktur tiga lapisan. Lapisan atas diwakili oleh lapisan batuan sedimen yang terputus-putus, yang berkembang luas, tetapi jarang memiliki ketebalan yang besar. Sebagian besar kerak bumi terdiri dari kerak bagian atas, lapisan yang terutama terdiri dari granit dan gneisses yang kepadatannya rendah dan kuno dalam sejarah. Penelitian menunjukkan bahwa sebagian besar batuan tersebut terbentuk sejak lama sekali, sekitar 3 miliar tahun yang lalu. Di bawah ini adalah kerak bagian bawah, terdiri dari batuan metamorf - granulit dan sejenisnya. Ketebalan rata-rata 35 km.

Komposisi kimia bumi dan kerak bumi. Mineral dan batuan: definisi, prinsip dan klasifikasi.

Komposisi kimia bumi: terutama terdiri dari besi (32,1%), oksigen (30,1%), silikon (15,1%), magnesium (13,9%), belerang (2,9%), nikel (1,8%) ), kalsium (1,5%) dan aluminium (1,4%). ); elemen sisanya menyumbang 1,2%. Karena segregasi massal, bagian dalamnya diperkirakan terdiri dari besi (88,8%), sejumlah kecil nikel (5,8%), belerang (4,5%)

Komposisi kimia kerak bumi: Kerak bumi mengandung sedikit lebih dari 47% oksigen. Mineral komponen batuan yang paling umum di kerak bumi hampir seluruhnya terdiri dari oksida; kandungan total klorin, belerang dan fluor dalam batuan biasanya kurang dari 1%. Oksida utama adalah silika (SiO2), alumina (Al2O3), oksida besi (FeO), kalsium oksida (CaO), magnesium oksida (MgO), kalium oksida (K2O) dan natrium oksida (Na2O). Silika terutama berfungsi sebagai media asam dan membentuk silikat; sifat semua batuan vulkanik utama berhubungan dengannya.

Mineral: - senyawa kimia alami yang timbul sebagai akibat dari proses fisika dan kimia tertentu. Sebagian besar mineral adalah padatan kristal. Bentuk kristal ditentukan oleh struktur kisi kristal.

Menurut prevalensinya, mineral dapat dibagi menjadi mineral pembentuk batuan - yang menjadi dasar sebagian besar batuan, mineral tambahan - sering terdapat dalam batuan, tetapi jarang membentuk lebih dari 5% batuan, jarang, yang keberadaannya adalah langka atau sedikit, dan mineral bijih, banyak terwakili dalam endapan bijih.

Sucinya mineral: kekerasan, morfologi kristal, warna, kilau, transparansi, kohesi, kepadatan, kelarutan.

Batuan: kumpulan mineral alami dengan komposisi mineralogi yang kurang lebih konstan, membentuk benda independen di kerak bumi.

Berdasarkan asal usulnya, batuan dibedakan menjadi tiga kelompok: berapi(efusif (membeku di kedalaman) dan intrusif (gunung berapi, meletus)), sedimen Dan metamorf(batuan yang terbentuk jauh di dalam kerak bumi sebagai akibat dari perubahan batuan sedimen dan batuan beku akibat perubahan kondisi fisikokimia). Batuan beku dan metamorf membentuk sekitar 90% volume kerak bumi, namun di permukaan benua modern, wilayah sebarannya relatif kecil. 10% sisanya berasal dari batuan sedimen yang menempati 75% luas permukaan bumi.