Hvor ofte, på jakt etter svar på spørsmålene våre om hvordan verden fungerer, ser vi opp på himmelen, solen, stjernene, vi ser langt, langt unna hundrevis av lysår på jakt etter nye galakser. Men hvis du ser under føttene dine, så er det under føttene dine en hel underjordisk verden som utgjør planeten vår - Jorden!
Jordens tarmer dette er den samme mystiske verden under føttene våre, den underjordiske organismen på vår jord som vi bor på, bygger hus, legger veier, broer og i mange tusen år har vi utviklet territoriene til vår opprinnelige planet.
Denne verden - hemmelige dybder jordens innvoller!
Jordens struktur
Planeten vår tilhører de terrestriske planetene, og består som andre planeter av lag. Jordens overflate består av et hardt skall av jordskorpen, dypere er det en ekstremt tyktflytende mantel, og i midten er det en metallkjerne, som består av to deler, den ytre er flytende, den indre er fast.
Interessant nok er mange objekter i universet så godt studert at hvert skolebarn vet om dem, romfartøy blir sendt ut i verdensrommet til fjerne hundretusenvis av kilometer, men å komme inn i de dypeste dypet av planeten vår er fortsatt en umulig oppgave, så hva er under Jordens overflate er fortsatt et stort mysterium.
Jordens indre struktur
Nylig antok den amerikanske geofysikeren M. Herndon at i sentrum av jorden er det en naturlig «atomreaktor» av uran og plutonium (eller thorium) med en diameter på bare 8 km. Denne hypotesen kan forklare inversjonen av jordens magnetfelt, som forekommer hvert 200 000 år. Hvis denne antagelsen bekreftes, kan livet på jorden ende 2 milliarder år tidligere enn forventet, siden både uran og plutonium brenner opp veldig raskt. Uttømmingen av dem vil føre til at magnetfeltet som beskytter jorden mot kortbølget solstråling forsvinner, og som en konsekvens forsvinner alle former for biologisk liv. Denne teorien ble kommentert av korresponderende medlem av det russiske vitenskapsakademiet V.P. Trubitsyn: «Både uran og thorium er veldig tunge grunnstoffer, som i prosessen med differensiering av planetens primære substans kan synke til jordens sentrum. Men på atomnivå blir de ført bort med lette elementer, som føres inn i jordskorpen, og det er grunnen til at alle uranforekomster befinner seg i selve øverste lag bark. Det vil si at hvis disse elementene var konsentrert i form av klynger, kunne de synke ned i kjernen, men i henhold til rådende ideer burde det være et lite antall av dem. For å kunne uttale seg om jordens urankjerne er det derfor nødvendig å gi et mer fornuftig estimat på mengden uran som gikk inn i jernkjernen. Jordens struktur bør også være
Høsten 2002 foreslo Harvard University-professor A. Dziewonski og hans student M. Ishii, basert på en analyse av data fra mer enn 300 000 seismiske hendelser samlet over 30 år, en ny modell hvor den såkalte "innerste" kjernen ligger innenfor den indre kjernen, og har omtrent 600 km på tvers: Dens tilstedeværelse kan være bevis på eksistensen av to stadier i utviklingen av den indre kjernen. For å bekrefte en slik hypotese er det nødvendig å plassere flere større antall seismografer for å utføre en mer detaljert identifikasjon av anisotropi (avhengighet fysiske egenskaper stoffet fra retningen inne i det), som karakteriserer selve midten av jorden.
Det individuelle ansiktet til planeten, som utseendet til et levende vesen, bestemmes i stor grad av interne faktorer som oppstår i dens dype tarm. Det er veldig vanskelig å studere disse undergrunnene, siden materialene som utgjør jorden er ugjennomsiktige og tette, så mengden direkte data om stoffet i de dype sonene er svært begrenset. Disse inkluderer: det såkalte mineralaggregatet (store bestanddeler av bergarten) fra en naturlig ultra-dyp brønn - et kimberlittrør i Lesotho (Sør-Afrika), som anses som en representant for bergarter som forekommer på en dybde på ca. km, samt en kjerne (en sylindrisk steinsøyle ), hevet fra verdens dypeste brønn (12 262 m) på Kolahalvøya. Studiet av planetens superdybder er ikke begrenset til dette. På 70-tallet av det tjuende århundre ble vitenskapelig kontinental boring utført på territoriet til Aserbajdsjan - Saablinskaya-brønnen (8 324 m). Og i Bayern på begynnelsen av 90-tallet av forrige århundre ble det grunnlagt ultra-dyp brønn KTB-Oberpfalz er over 9000 m stor.
Det er mange vittige og interessante metoder studerer planeten vår, men hovedinformasjonen om dens indre struktur ble oppnådd som et resultat av studier av seismiske bølger som oppstår fra jordskjelv og kraftige eksplosjoner. Hver time registreres rundt 10 vibrasjoner av jordoverflaten på forskjellige steder på jorden. I dette tilfellet oppstår seismiske bølger av to typer: langsgående og tverrgående. Begge typer bølger kan forplante seg i et fast stoff, men bare de langsgående kan forplante seg i væsker. Forskyvninger av jordoverflaten registreres av seismografer installert over hele kloden. Observasjoner av hastigheten som bølgene beveger seg gjennom jorden tillater geofysikere å bestemme tettheten og hardheten til bergarter på dyp som er utilgjengelige for direkte forskning. En sammenligning av tettheter kjent fra seismiske data og oppnådd under laboratorieforsøk med bergarter (hvor temperatur og trykk som tilsvarer en viss dybde av jorden er simulert) gjør at vi kan trekke en konklusjon om materialsammensetningen i jordens indre. De siste geofysikkdataene og eksperimentene knyttet til studiet av strukturelle transformasjoner av mineraler har gjort det mulig å modellere mange trekk ved strukturen, sammensetningen og prosessene som forekommer i jordens dyp.
Tilbake på 1600-tallet, et fantastisk sammentreff av konturer kystlinjer vestkysten av Afrika og østkysten Sør Amerika fikk noen forskere til å tro at kontinentene "vandret" rundt planeten. Men det var ikke før tre århundrer senere, i 1912, at den tyske meteorologen Alfred Lothar Wegener detaljerte sin hypotese om kontinentaldrift, som hevdet at de relative posisjonene til kontinentene hadde endret seg gjennom jordens historie. Samtidig la han frem mange argumenter for at kontinentene i en fjern fortid ble samlet. I tillegg til likheten med kystlinjer, oppdaget de korrespondansen mellom geologiske strukturer, kontinuiteten til reliktfjellkjeder og identiteten til fossile rester på forskjellige kontinenter. Professor Wegener forsvarte aktivt ideen om eksistensen av et enkelt superkontinent Pangea i fortiden, dets splittelse og den påfølgende driften av de resulterende kontinentene til forskjellige sider. Men denne uvanlige teorien ble ikke tatt på alvor, for fra datidens synspunkt virket det helt utenkelig at gigantiske kontinenter kunne bevege seg uavhengig rundt planeten. Dessuten var Wegener selv ikke i stand til å gi en passende "mekanisme" som var i stand til å flytte kontinenter.
Gjenopplivingen av ideene til denne forskeren skjedde som et resultat av forskning på havbunnen. Faktum er at det ytre relieffet av den kontinentale skorpen er velkjent, men havbunnen, i mange århundrer pålitelig dekket med mange kilometer vann, forble utilgjengelig å studere og fungerte som en uuttømmelig kilde til alle slags legender og myter. Et viktig skritt fremover i studiet av dets relieff var oppfinnelsen av et presisjonsekkolodd, ved hjelp av hvilken det ble mulig å kontinuerlig måle og registrere bunndybden langs fartøyets bevegelseslinje. Et av de slående resultatene av intensiv forskning på havbunnen har vært nye data om topografien. I dag er topografien til havbunnen lettere å kartlegge takket være satellitter som måler "høyden" på havoverflaten veldig nøyaktig: den er nøyaktig representert av forskjeller i havnivå fra sted til sted. I stedet for en flat bunn, blottet for noen spesielle egenskaper, dekket med silt, ble dype grøfter og bratte klipper oppdaget gigantiske fjellkjeder og største vulkaner. Den midtatlantiske fjellkjeden, som skjærer Atlanterhavet helt ned i midten, skiller seg spesielt tydelig ut på kartene.
Det viste seg at havbunnen eldes når den beveger seg bort fra midthavsryggen, og "sprer seg" fra sin sentrale sone med en hastighet på flere centimeter per år. Virkningen av denne prosessen kan forklare likheten mellom kontinentkantene, hvis vi antar at det dannes en ny oseanisk rygg mellom delene av det ødelagte kontinentet, og havbunn, som vokser symmetrisk på begge sider, danner et nytt hav. Atlanterhavet, i midten av det ligger den midtatlantiske ryggen, har trolig oppstått på denne måten. Men hvis havbunnsarealet øker og jorden ikke utvider seg, må noe i den globale skorpen kollapse for å kompensere for denne prosessen. Dette er nøyaktig hva som skjer i utkanten av de fleste Stillehavet. Her kommer de litosfæriske platene nærmere hverandre, og den ene av de kolliderende platene stuper under den andre og går dypt ned i jorden. Slike kollisjonssteder er preget av aktive vulkaner som strekker seg langs kysten av Stillehavet, og danner den såkalte «ildringen».
Direkte boring av havbunnen og aldersbestemmelse av de løftede bergartene bekreftet resultatene av paleomagnetiske studier. Disse fakta dannet grunnlaget for teorien om ny global tektonikk, eller litosfærisk platetektonikk, som gjorde en reell revolusjon i jordens vitenskaper og brakte en ny forståelse av planetens ytre skall. Hovedideen til denne teorien er de horisontale bevegelsene til plater.
Hvordan jorden ble født
I følge moderne kosmologiske konsepter ble jorden dannet sammen med andre planeter for rundt 4,5 milliarder år siden av biter og rusk som kretser rundt den unge solen. Den vokste og tok over det omkringliggende stoffet, til den nådde sin nåværende størrelse. Til å begynne med skjedde vekstprosessen veldig raskt, og det kontinuerlige regnet fra fallende kropper burde ha ført til betydelig oppvarming, siden den kinetiske energien til partiklene ble omdannet til varme. Under sammenstøt dukket det opp kratere, og stoffet som ble kastet ut fra dem kunne ikke lenger overvinne tyngdekraften og falt tilbake, og jo større de fallende kroppene var, jo mer varmet de opp jorden. Energien til de fallende kroppene ble ikke lenger frigjort på overflaten, men i dypet av planeten, uten å ha tid til å stråle ut i verdensrommet. Selv om den opprinnelige blandingen av stoffer kunne være homogen i stor skala, førte oppvarmingen av jordens masse på grunn av gravitasjonskompresjon og bombardement av rusk til smelting av blandingen og de resulterende væskene ble skilt fra de gjenværende faste delene under påvirkning av tyngdekraften. Den gradvise omfordelingen av stoffet i dybden i samsvar med tettheten burde ha ført til at det ble separert i separate skall. Lettere stoffer, rike på silisium, skilte seg fra tettere stoffer som inneholder jern og nikkel, og dannet den første jordskorpen. Omtrent en milliard år senere, da jorden hadde avkjølt seg betydelig, jordskorpen herdet inn i planetens tøffe ytre skall. Etter hvert som den ble avkjølt, kastet jorden ut mange forskjellige gasser fra kjernen (vanligvis skjedde dette under vulkanutbrudd) - lette gasser, som hydrogen og helium, fordampet for det meste ut i verdensrommet, men siden jordens gravitasjonskraft allerede var ganske sterk, holdt den det nær overflaten mer alvorlig. De dannet grunnlaget for jordens atmosfære. Noe av vanndampen fra atmosfæren kondenserte, og hav dukket opp på jorden.
Hva nå?
Jorden er ikke den største, men ikke den minste planeten blant sine naboer. Ekvatorialradiusen, lik 6378 km, er 21 km større enn den polare på grunn av sentrifugalkraften som skapes av den daglige rotasjonen. Trykket i midten av jorden er 3 millioner atm, og materietettheten er omtrent 12 g/cm3. Massen til planeten vår, funnet ved eksperimentelle målinger av tyngdekraftens fysiske konstant og tyngdeakselerasjon ved ekvator, er 6*1024 kg, som tilsvarer en gjennomsnittlig materietetthet på 5,5 g/cm3. Tettheten av mineraler på overflaten er omtrent halvparten av den gjennomsnittlige tettheten, noe som betyr at tettheten av materie i de sentrale delene av planeten bør være høyere enn gjennomsnittsverdien. Jordens treghetsmoment, som avhenger av fordelingen av materietettheten langs radien, indikerer også en betydelig økning i materietettheten fra overflaten til sentrum. En varmestrøm frigjøres konstant fra jordens dyp, og siden varme bare kan overføres fra varmt til kaldt, bør temperaturen i dypet av planeten være høyere enn på overflaten. Dypboring har vist at temperaturen øker med dybden med ca. 20°C for hver kilometer og varierer fra sted til sted. Hvis temperaturøkningen fortsatte kontinuerlig, ville den helt i midten av jorden nå titusenvis av grader, men geofysiske studier viser at i virkeligheten burde temperaturen her være flere tusen grader.
Tykkelsen på jordskorpen (ytre skall) varierer fra flere kilometer (i oseaniske områder) til flere titalls kilometer (i fjellområder på kontinenter). Kulen til jordskorpen er veldig liten, og utgjør bare omtrent 0,5 % av planetens totale masse. Hovedsammensetningen av barken er oksider av silisium, aluminium, jern og alkalimetaller. Den kontinentale skorpen, som inneholder et øvre (granitt) og et nedre (basaltisk) sedimentært lag, inneholder de eldste bergartene på jorden, hvis alder er anslått til mer enn 3 milliarder år. Havskorpen under det sedimentære laget inneholder hovedsakelig ett lag, som i sammensetning ligner basalt. Alderen på det sedimentære dekket overstiger ikke 100-150 millioner år.
Jordskorpen er atskilt fra den underliggende mantelen av det fortsatt mystiske Moho-laget (oppkalt etter den serbiske seismologen Mohorovicic, som oppdaget det i 1909), der forplantningshastigheten til seismiske bølger øker brått.
Mantelen står for omtrent 67 % av planetens totale masse. Det faste laget av den øvre mantelen, som strekker seg til forskjellige dyp under havene og kontinentene, sammen med jordskorpen kalles litosfæren - det hardeste skallet på jorden. Under det er det et lag der det er en liten reduksjon i forplantningshastigheten til seismiske bølger, noe som indikerer en særegen tilstand av stoffet. Dette laget, mindre tyktflytende og mer plastisk i forhold til lagene over og under, kalles astenosfæren. Det antas at stoffet i mantelen er i kontinuerlig bevegelse, og det antydes at i de relativt dype lagene av mantelen, med økende temperatur og trykk, skjer overgangen av stoffet til tettere modifikasjoner. Denne overgangen er bekreftet av eksperimentelle studier.
I den nedre mantelen på en dybde på 2900 km er det plutselig hopp ikke bare i hastigheten til langsgående bølger, men også i tetthet, og tverrbølger forsvinner her helt, noe som indikerer en endring i bergartenes materialsammensetning. Dette er den ytre grensen til jordens kjerne.
Jordens kjerne ble oppdaget i 1936. Det var ekstremt vanskelig å avbilde det på grunn av det lille antallet seismiske bølger som nådde den og kom tilbake til overflaten. I tillegg har kjernens ekstreme temperaturer og trykk lenge vært vanskelige å reprodusere i laboratoriet. Jordens kjerne er delt inn i 2 separate regioner: flytende (Ytre kjerne) og fast (BHUTPEHHE), overgangen mellom dem ligger på en dybde på 5156 km. Jern er et grunnstoff som tilsvarer de seismiske egenskapene til kjernen og er rikelig i universet for å representere omtrent 35 % av massen i planetens kjerne. I følge moderne data er den ytre kjernen en roterende strøm av smeltet jern og nikkel som leder elektrisitet godt. Det er med det at opprinnelsen til jordens magnetfelt er assosiert, og tror at, elektriske strømmer, som strømmer i den flytende kjernen, skaper et globalt magnetfelt. Laget av mantelen i kontakt med den ytre kjernen påvirkes av det, siden temperaturen i kjernen er høyere enn i mantelen. Noen steder genererer dette laget enorm varme og massestrømmer rettet mot jordoverflaten - plumer.
DEN INDRE SOLID KJERNE er ikke koblet til mantelen. Det antas at dens faste tilstand, til tross for den høye temperaturen, er sikret av det gigantiske trykket i midten av jorden. Det har vært foreslått at kjernen i tillegg til jern-nikkel-legeringer også bør inneholde lettere grunnstoffer, som silisium og svovel, og eventuelt silisium og oksygen. Spørsmålet om tilstanden til jordens kjerne er fortsatt diskutabelt. Når du beveger deg bort fra overflaten, øker kompresjonen som stoffet utsettes for. Beregninger viser at i jordens kjerne kan trykket nå 3 millioner atm. I dette tilfellet ser mange stoffer ut til å være metallisert - de går over i metallisk tilstand. Det var til og med en hypotese om at jordens kjerne består av metallisk hydrogen.
For å forstå hvordan geologer skapte en modell av jordens struktur, må du kjenne til de grunnleggende egenskapene og parametrene deres som karakteriserer alle deler av jorden. Disse egenskapene (eller egenskapene) inkluderer:
1. Fysisk - tetthet, elastiske magnetiske egenskaper, trykk og temperatur.
2. Kjemisk - kjemisk sammensetning og kjemiske forbindelser, distribusjon kjemiske elementer i jorden.
Basert på dette bestemmes valget av metoder for å studere jordens sammensetning og struktur. La oss se kort på dem.
Først og fremst merker vi at alle metodene er delt inn i:
· direkte - basert på direkte studie av mineraler og bergarter og deres plassering i jordens lag;
· indirekte - basert på studiet av de fysiske og kjemiske parametrene til mineraler, bergarter og lag ved hjelp av instrumenter.
Ved direkte metoder kan vi studere bare den øvre delen av jorden, fordi... den dypeste brønnen (Kola) nådde ~12 km. De dypere delene kan bedømmes av vulkanutbrudd.
Jordens dype indre struktur studeres ved indirekte metoder, hovedsakelig ved et kompleks av geofysiske metoder. La oss se på de viktigste.
1.Seismisk metode(gresk seismos - risting) - er basert på fenomenet forekomst og forplantning av elastiske vibrasjoner (eller seismiske bølger) i ulike medier. Elastiske vibrasjoner oppstår i jorden under jordskjelv, meteorittfall eller eksplosjoner og begynner å forplante seg med forskjellige hastigheter fra kilden til deres forekomst (kilden til jordskjelvet) til jordens overflate. Det er to typer seismiske bølger:
1-langsgående P-bølger (den raskeste), passerer gjennom alle medier - fast og flytende;
2-tverrgående S-bølger, langsommere og går bare gjennom faste medier.
Seismiske bølger under jordskjelv oppstår på dybder fra 10 km til 700 km. Hastigheten til seismiske bølger avhenger av de elastiske egenskapene og tettheten til bergartene de krysser. Når de når jordens overflate, ser de ut til å belyse den og gi en ide om miljøet de krysset. Endringen i hastigheter gir en ide om jordens heterogenitet og lagdeling. I tillegg til endringer i hastighet, opplever seismiske bølger brytning når de passerer gjennom inhomogene lag eller refleksjon fra overflaten som skiller lagene.
2.Gravimetrisk metode er basert på studiet av tyngdeakselerasjonen Dg, som ikke bare avhenger av geografisk breddegrad, men også av tettheten til jordens materie. Basert på studiet av denne parameteren ble heterogenitet i fordelingen av tetthet i forskjellige deler av jorden etablert.
3.Magnetometrisk metode- basert på studiet av de magnetiske egenskapene til jordens stoff. Tallrike målinger har vist at forskjellige bergarter skiller seg fra hverandre i magnetiske egenskaper. Dette fører til dannelsen av områder med inhomogene magnetiske egenskaper, som gjør det mulig å bedømme jordens struktur.
Ved å sammenligne alle egenskapene har forskere laget en modell av jordens struktur, der tre hovedregioner (eller geosfærer) skilles:
1-Jordens skorpe, 2-Jordens mantel, 3-Jordens kjerne.
Hver av dem er på sin side delt inn i soner eller lag. La oss vurdere dem og oppsummere hovedparametrene i tabellen.
1.jordskorpen(lag A) er det øvre skallet på jorden, tykkelsen varierer fra 6-7 km til 75 km.
2.Jordens mantel er delt inn i øvre (med lag: B og C) og nedre (lag D).
3. Kjerne - delt inn i ytre (lag E) og indre (lag G), mellom hvilke er plassert overgangssone- lag F.
Grensen mellom jordskorpen og mantelen er Mohorovicic-delen, mellom mantel og kjerne også en skarp grense - Gutenberg-divisjonen.
Tabellen viser at hastigheten til langsgående og tverrgående bølger øker fra overflaten til de dypere sfærene på jorden.
Et trekk ved den øvre mantelen er tilstedeværelsen av en sone der hastigheten på skjærbølger synker kraftig til 0,2-0,3 km/sek. Dette forklares av det faktum at, sammen med den faste tilstanden, er mantelen delvis representert av smelte. Dette laget med reduserte hastigheter kalles astenosfæren. Tykkelsen er 200-300 km, dybden 100-200 km.
Ved grensen til mantelen og kjernen er det en kraftig reduksjon i hastigheten til langsgående bølger og dempning av hastigheten til tverrbølger. Basert på dette ble det antatt at den ytre kjernen er i smeltetilstand.
Gjennomsnittlige tetthetsverdier for geosfærer viser økningen mot kjernen.
Følgende gir en idé om den kjemiske sammensetningen av jorden og dens geosfærer:
1- kjemisk sammensetning av jordskorpen,
2 - kjemisk sammensetning av meteoritter.
Den kjemiske sammensetningen av jordskorpen har blitt studert i tilstrekkelig detalj - dens kjemiske sammensetning og rollen til kjemiske elementer i mineral- og steindannelse er kjent. Situasjonen er vanskeligere med studiet av den kjemiske sammensetningen av mantelen og kjernen. Vi kan ikke gjøre dette med direkte metoder ennå. Derfor brukes en komparativ tilnærming. Utgangspunktet er antakelsen om protoplanetær likhet mellom sammensetningen av meteoritter som falt til jorden og de indre geosfærene på jorden.
Alle meteoritter som treffer jorden er delt inn i typer i henhold til deres sammensetning:
1-jern, består av Ni og 90% Fe;
2-jernssteiner (siderolitt) består av Fe og silikater,
3-stein, bestående av Fe-Mg-silikater og nikkeljerninneslutninger.
Basert på analyse av meteoritter, eksperimentelle studier og teoretiske beregninger, antar forskerne (ifølge tabellen) at den kjemiske sammensetningen av kjernen er nikkeljern. Sant, i i fjor synspunktet uttrykkes at i tillegg til Fe-Ni kan kjernen inneholde urenheter av S, Si eller O. For mantelen er det kjemiske spekteret bestemt av Fe-Mg-silikater, dvs. en slags olivin-pyroksen pyrolitt utgjør den nedre mantelen, og den øvre - bergarter av ultrabasisk sammensetning.
Kjemisk oppbygning Jordskorpen inkluderer det maksimale spekteret av kjemiske elementer, som avsløres i mangfoldet av mineralarter kjent til dags dato. Det kvantitative forholdet mellom kjemiske elementer er ganske stort. En sammenligning av de vanligste grunnstoffene i jordskorpen og mantelen viser at hovedrollen spilles av Si, Al og O 2.
Dermed har vi vurdert de grunnleggende fysiske og kjemiske egenskaper Land, vi ser at verdiene deres ikke er de samme, er fordelt sonemessig. Dermed gir en ide om jordens heterogene struktur.
Strukturen til jordskorpen
De typer bergarter vi vurderte tidligere - magmatiske, sedimentære og metamorfe - deltar i strukturen til jordskorpen. I henhold til deres fysisk-kjemiske parametere er alle bergarter i jordskorpen gruppert i tre store lag. Fra bunn til topp er det: 1-basalt, 2-granitt-gneis, 3-sedimentært. Disse lagene i jordskorpen er ujevnt fordelt. Først av alt kommer dette til uttrykk i svingninger i kraften til hvert lag. I tillegg har ikke alle deler et komplett sett med lag. Derfor gjorde en mer detaljert studie det mulig å skille fire typer av jordskorpen basert på sammensetning, struktur og tykkelse: 1-kontinental, 2-oseanisk, 3-subkontinental, 4-suboceanisk.
1. Kontinental type- har en tykkelse på 35-40 km til 55-75 km i fjellstrukturer, inneholder alle tre lagene. Basaltlaget består av bergarter av gabbro-typen og metamorfe bergarter av amfibolitt- og granulitt-facies. Det kalles det fordi dens fysiske parametere er nær basalter. Sammensetningen av granittlaget er gneiser og granitt-gneiser.
2.Havtype- skiller seg kraftig fra den kontinentale i tykkelse (5-20 km, gjennomsnittlig 6-7 km) og fravær av et granitt-gneislag. Dens struktur involverer to lag: det første laget er sedimentært, tynt (opptil 1 km), det andre laget er basalt. Noen forskere identifiserer et tredje lag, som er en fortsettelse av det andre, dvs. har en basaltisk sammensetning, men er sammensatt av ultrabasiske mantelbergarter som har gjennomgått serpentinisering.
3. Subkontinental type- inkluderer alle tre lagene og er dermed nær kontinentalt. Men det utmerker seg ved en lavere tykkelse og sammensetning av granittlaget (færre gneiser og surere vulkanske bergarter). Denne typen finnes på grensen til kontinenter og hav med intens vulkanisme.
4. Suboceanisk type- ligger i dype bunner av jordskorpen (innlandshav som Svartehavet og Middelhavet). Den skiller seg fra havtypen i den større tykkelsen av sedimentlaget opp til 20-25 km.
Problemet med dannelsen av jordskorpen.
I følge Vinogradov skjedde prosessen med dannelsen av jordskorpen i henhold til prinsippet sonesmelting. Essensen av prosessen: stoffet i Proto-jorden, nær meteoritt, smeltet som et resultat av radioaktiv oppvarming og den lettere silikatdelen steg til overflaten, og Fe-Ni konsentrert seg i kjernen. Dermed fant dannelsen av geosfærer sted.
Det skal bemerkes at jordskorpen og den faste delen av den øvre mantelen er kombinert til litosfæren, under som er plassert astenosfæren.
Tektonosfæren- dette er litosfæren og en del av den øvre mantelen til dybder på 700 km (dvs. til dybden av de dypeste jordskjelvfociene). Den heter slik fordi de viktigste tektoniske prosessene som bestemmer omstruktureringen av denne geosfæren finner sted her.
Innholdet i artikkelen
GRUNDBYGGING. Planeten Jorden består av et tynt, hardt skall (skorpe 10–100 km tykk), omgitt av en tykk akvatisk hydrosfære og tett atmosfære. Jordens indre er delt inn i tre hovedområder: skorpen, mantelen og kjernen. Jordskorpen er den øvre delen av jordas solide skall, med en tykkelse som varierer fra én (under havet) til flere titalls kilometer. (under kontinentene). Den er sammensatt av sedimentære lag og kjente mineraler og bergarter. Dens dypere lag består av forskjellige basalter. Under skorpen er et hardt silikatlag (antagelig laget av olivin) kalt mantelen, 1–3 tusen km tykk, omgir den den flytende delen av kjernen, hvis sentrale del med en diameter på omtrent 2000 km er fast.
Atmosfære.
Jorden, som de fleste andre planeter, er omgitt av en gassformet konvolutt - en atmosfære som hovedsakelig består av nitrogen og oksygen. Ingen annen planet har en atmosfære med samme kjemiske sammensetning som jordens. Det antas at det oppsto som et resultat av langsiktig kjemisk og biologisk evolusjon. Jordens atmosfære er delt inn i flere regioner i henhold til endringer i temperatur, kjemisk sammensetning, fysisk tilstand og graden av ionisering av luftmolekyler og atomer. De tette, pustende lagene i jordens atmosfære er ikke mer enn 4–5 km tykke. Høyere oppe er atmosfæren svært sjeldne: dens tetthet avtar omtrent tre ganger for hver 8. km oppstigning. I dette tilfellet synker lufttemperaturen først i troposfæren til 220 K, men i en høyde på flere titalls kilometer i stratosfæren begynner den å øke til 270 K i en høyde på ca. 50 km, der grensen mot neste lag av atmosfæren passerer - mesosfæren(middels atmosfære). Økningen i temperatur i den øvre stratosfæren oppstår på grunn av oppvarmingseffekten av ultrafiolett og røntgensolstråling absorbert her, som ikke trenger inn i de nedre lagene av atmosfæren. I mesosfæren synker temperaturen igjen til nesten 180 K, hvoretter over 180 km i termosfære dens meget sterke vekst begynner til verdierpå mer enn 1000 K. I høyder over 1000 km blir termosfæren til eksosfæren , hvorfra det skjer spredning av atmosfæriske gasser til det interplanetære rommet. En økning i temperatur er assosiert med ionisering av atmosfæriske gasser - fremveksten av elektrisk ledende lag, som vanligvis kalles jordens ionosfære.
Hydrosfære.
Et viktig trekk ved jorden er en stor mengde vann, som stadig finnes i forskjellige proporsjoner i alle tre aggregeringstilstander– gass (vanndamp i atmosfæren), flytende (elver, innsjøer, hav, hav og i mindre grad atmosfæren) og fast (snø og is, hovedsakelig i isbreer) X). Takk til vannbalansen Total vann på jorden må bevares. Verdenshavene okkuperer mest jordoverflaten (361,1 millioner km 2 eller 70,8 % av jordens overflate), dens gjennomsnittlige dybde er omtrent 3800 m, den største er 11 022 m (Mariana-graven i Stillehavet), vannvolumet er 1370 millioner km 3 , gjennomsnittlig saltholdighet 35 g/l. Arealet til moderne isbreer er omtrent 11 % av landoverflaten, som er 149,1 millioner km 2 (» 29,2 %). Landet stiger over nivået til verdenshavet med et gjennomsnitt på 875 m (den høyeste høyden er 8848 m - toppen av Chomolungma i Himalaya). Det antas at eksistensen av sedimentære bergarter, hvis alder (ifølge radioisotopanalyse) overstiger 3,7 milliarder år, tjener som bevis på eksistensen av enorme vannmasser på jorden allerede i den fjerne epoken da, antagelig, den første levende organismer dukket opp.
Verdenshavet.
Verdenshavene er konvensjonelt delt inn i fire hav. Den største og dypeste av dem er Stillehavet. Med et areal på 178,62 millioner km2 okkuperer det halvparten av hele jordens vannoverflate. Dens gjennomsnittlige dybde (3980 m) er større enn gjennomsnittsdybden til verdenshavet (3700 m). Innenfor dens grenser er også den dypeste grøften - Mariana (11 022 m). Mer enn halvparten av vannvolumet i verdenshavet er konsentrert i Stillehavet (710,4 av 1341 millioner km 3). Den nest største er Atlanterhavet. Området er 91,6 millioner km 2, gjennomsnittsdybden er 3600 m, den største er 8742 m (i området Puerto Rico), volumet er 329,7 millioner km 3. Neste i størrelse er Det indiske hav, som okkuperer et område på 76,2 millioner km 2, en gjennomsnittlig dybde på 3710 m, den største dybden på 7729 m (nær Sundaøyene), og et vannvolum på 282,6 millioner km 3. Det minste og kaldeste ishavet, med et areal på bare 14,8 millioner km2. Den okkuperer 4% av verdenshavet), har gjennomsnittlig dybde 1220 m (maksimalt 5527 m), vannmengde 18,1 millioner km 3. Noen ganger den såkalte Sørishavet (foreløpig navn sørlige deler Atlanterhavet, Indiahavet og Stillehavet ved siden av det antarktiske kontinentet). Havene inkluderer hav. For jordens liv spiller den stadig forekommende vannsyklusen (fuktighetssyklusen) en enorm rolle. Dette er en kontinuerlig lukket prosess med vannbevegelse i atmosfæren, hydrosfæren og jordskorpen, bestående av fordampning, overføring av vanndamp i atmosfæren, dampkondensering, nedbør og vannstrøm ut i verdenshavet. I denne enkeltprosessen skjer det en kontinuerlig overgang av vann fra jordoverflaten til atmosfæren og tilbake.
Golfstrømmen(eng. Golfstrømmen) – system varme strømmer i den nordlige delen av Atlanterhavet, som strekker seg 10 tusen km fra kysten av Florida-halvøya til øyene Spitsbergen og Novaya Zemlya. Hastighet fra 6–10 km/t i Floridastredet til 3–4 km/t i området ved B. Newfoundland Bank, overflatevannstemperatur, henholdsvis fra 24–28 til 10–20 °C Gjennomsnittlig vannføring i Floridastredet er 25 millioner m 3/s (20 ganger den totale vannføringen til alle elver på kloden). Golfstrømmen går over i den nordatlantiske strømmen (40° W), som, under påvirkning av vestlige og sørvestlige vinder, følger til kysten av den skandinaviske halvøy, og påvirker klimaet i Europa.
Elniño- en varm stillehavsekvatorialstrøm som oppstår med noen års mellomrom. I løpet av de siste 20 årene har fem aktive Elniño-sykluser blitt observert: 1982–1983, 1986–1987, 1991–1993, 1994–1995 og 1997–1998, dvs. i gjennomsnitt hvert 3-4 år.
I løpet av ikke-Elniño-år, langs hele Stillehavskysten av Sør-Amerika, på grunn av kystoppstrømningen av kaldt dypvann forårsaket av den kalde overflaten peruanske strømmen, svinger havoverflatetemperaturen innenfor et smalt sesongområde - fra 15 ° C til 19 ° C. I løpet av Elniño-perioden stiger temperaturen på havets overflate i kystsonen med 6–10° C. Under Elnino i ekvatorregionen varmes denne strømmen opp mer enn vanlig. Derfor svekkes passatvinden eller blåser ikke i det hele tatt. Det oppvarmede vannet, som sprer seg til sidene, går tilbake til den amerikanske kysten. Oppstår unormal sone konveksjon, og regn og orkaner rammet Sentral- og Sør-Amerika. Global oppvarming kan føre til katastrofale konsekvenser i nær fremtid. Hele arter av dyr og planter dør ut fordi de ikke har tid til å tilpasse seg klimaendringene. På grunn av smeltingen av polarisen kan havnivået stige med så mye som en meter, og det blir færre øyer. Oppvarmingen kan nå 8 grader i løpet av et århundre.
Unormale værforhold på kloden under Elnino-årene. I tropene er det en økning i nedbør over områder øst for det sentrale Stillehavet og en nedgang over Nord-Australia, Indonesia og Filippinene. I desember-februar observeres nedbør over normalen på kysten av Ecuador, i det nordvestlige Peru, over det sørlige Brasil, det sentrale Argentina og over den ekvatoriale, østlige delen av Afrika, og i løpet av juni-august - i det vestlige USA og over det sentrale Chile .
Elniño-arrangementer er også ansvarlige for store lufttemperaturavvik rundt om i verden. I løpet av disse årene er det enestående temperaturstigninger. Varmere enn normale forhold i desember-februar var over sørøst-Asia, over Primorye, Japan, Japanhavet, over sørøst-Afrika og Brasil, og sørøst i Australia. Temperaturer over normalen observeres også i juni-august vestkysten Sør-Amerika og over det sørøstlige Brasil. Kaldere vintre (desember-februar) forekommer på sørvestkysten av USA.
Laninho. Lanino, i motsetning til Elniño, manifesterer seg som en nedgang i overflatevanntemperaturen i det østlige tropiske Stillehavet. Slike fenomener ble observert i 1984–1985, 1988–1989 og 1995–1996. I løpet av denne perioden setter uvanlig kaldt vær inn i det østlige Stillehavet. Vind forskyver sonen varmt vann og "tungen" av kaldt vann strekker seg over 5000 km, i området Ecuador - Samoanøyene, akkurat på stedet der det under Elniño skulle være et belte med varmt vann. I løpet av denne perioden observeres kraftig monsunregn i Indokina, India og Australia. Landene i Karibia og USA lider av tørke og tornadoer.
Unormale værforhold på kloden under Laninho-årene. Under Laniño-perioder øker nedbøren over det vestlige ekvatoriale Stillehavet, Indonesia og Filippinene, og er nesten helt fraværende over den østlige delen av havet. Mest nedbør faller i desember-februar i Nord-Sør-Amerika og over Sør-Afrika, og i juni-august over det sørøstlige Australia. Tørre forhold forekommer over kysten av Ecuador, nordvestlige Peru og ekvatorial øst-Afrika i løpet av desember-februar, og over Sør-Brasil og sentrale Argentina i juni-august. Det er store avvik fra normen rundt om i verden. Observert største antall områder med unormalt kjølige forhold, som kalde vintre i Japan og Maritimes, over det sørlige Alaska og vest-sentrale Canada, og kjølige somre over Sørøst-Afrika, India og Sørøst-Asia. Varmere vintre kommer til det sørvestlige USA.
Lanino, som Elniño, forekommer oftest fra desember til mars. Forskjellen er at Elniño forekommer i gjennomsnitt en gang hvert tredje til fjerde år, mens Lanino forekommer en gang hvert sjette til sjuende år. Begge fenomenene fører med seg økt beløp orkaner, men under Lanino er det tre til fire ganger flere av dem enn under Elniño.
I følge nylige observasjoner kan påliteligheten til et Elniño- eller Lanino-angrep bestemmes hvis:
1. Nær ekvator, i den østlige delen av Stillehavet, dannes det en flekk med varmere vann enn vanlig for Elniño og kaldere vann for Lanino.
2. Hvis det atmosfæriske trykket i havnen i Darwin (Australia) har en tendens til å avta, og på øya Tahiti - å øke, så forventes Elnino. Ellers blir det Laninho.
Elniño og Lanino er de mest uttalte manifestasjonene av globale årlige klimavariasjoner. De representerer store temperaturendringer hav, nedbør, atmosfærisk sirkulasjon, vertikale luftbevegelser over det tropiske Stillehavet.
Isbreer.
Mantel.
Mellom jordskorpen og jordens kjerne er det et silikat (hovedsakelig olivin) skall, eller mantel. Jorden, der stoffet er i en spesiell plastisk, amorf tilstand, nær smeltet (den øvre mantelen er omtrent 700 km tykk). Indre mantel ca. 2000 km tykk er i fast krystallinsk tilstand. Mantelen opptar omtrent 83% av volumet av hele jorden og utgjør opptil 67% av massen. Den øvre grensen til mantelen følger grensen til Mohorovicic-overflaten på forskjellige dybder - fra 5–10 til 70 km, og den nedre - ved grensen til kjernen på en dybde på omtrent 2900 km.
Kjerne.
Når du nærmer deg sentrum, øker tettheten av stoffet og temperaturen stiger. Den sentrale delen av kloden, opp til omtrent halvparten av radien, er en tett jern-nikkelkjerne med en temperatur på 4–5 tusen kelvin, hvis ytre del er smeltet og går inn i mantelen. Det antas at temperaturen i midten av jorden er høyere enn i solens atmosfære. Dette betyr at jorden har interne kilder varme.
Jordens relativt tynne skorpe (tynnere og tettere under havene enn under kontinentene) utgjør det ytre dekket, som er skilt fra den underliggende mantelen av Mohorovicic-grensen. Det tetteste materialet utgjør jordens kjerne, tilsynelatende bestående av metaller. Skorpen, den indre mantelen og den indre kjernen er faste, mens den ytre kjernen er flytende.
Edward Kononovich
Et karakteristisk trekk ved jordens utvikling er differensieringen av materie, hvis uttrykk er skallstrukturen til planeten vår. Litosfæren, hydrosfæren, atmosfæren, biosfæren danner de viktigste skjellene på jorden, forskjellig i kjemisk sammensetning, tykkelse og tilstand av materie.
Jordens indre struktur
Jordens kjemiske sammensetning(Fig. 1) ligner sammensetningen til andre jordiske planeter, som Venus eller Mars.
Generelt dominerer elementer som jern, oksygen, silisium, magnesium og nikkel. Innholdet av lette elementer er lavt. Gjennomsnittlig tetthet av jordens stoff er 5,5 g/cm 3 .
Det er svært lite pålitelige data om jordens indre struktur. La oss se på fig. 2. Den skildrer jordens indre struktur. Jorden består av skorpen, mantelen og kjernen.
Ris. 1. Jordens kjemiske sammensetning
Ris. 2. Jordens indre struktur
Kjerne
Kjerne(Fig. 3) ligger i midten av jorden, dens radius er omtrent 3,5 tusen km. Temperaturen på kjernen når 10 000 K, det vil si at den er høyere enn temperaturen til de ytre lagene av solen, og dens tetthet er 13 g/cm 3 (sammenlign: vann - 1 g/cm 3). Kjernen antas å være sammensatt av jern og nikkellegeringer.
Jordens ytre kjerne har en større tykkelse enn den indre kjernen (radius 2200 km) og er i flytende (smeltet) tilstand. Indre kjerne utsatt for et enormt press. Stoffene som utgjør den er i fast tilstand.
Mantel
Mantel- Jordens geosfære, som omgir kjernen og utgjør 83 % av volumet til planeten vår (se fig. 3). Dens nedre grense ligger på en dybde på 2900 km. Mantelen er delt inn i en mindre tett og plastisk øvre del (800-900 km), hvorfra den er dannet magma(oversatt fra gresk betyr "tykk salve"; dette er det smeltede stoffet i jordens indre - en blanding kjemiske forbindelser og elementer, inkludert gasser, i en spesiell halvflytende tilstand); og den krystallinske nedre, omtrent 2000 km tykk.
Ris. 3. Jordens struktur: kjerne, mantel og skorpe
jordskorpen
Jordskorpen - det ytre skallet av litosfæren (se fig. 3). Dens tetthet er omtrent to ganger mindre enn jordens gjennomsnittlige tetthet - 3 g/cm 3 .
Skiller jordskorpen fra mantelen Mohorovicic grense(ofte kalt Moho-grensen), preget av en kraftig økning i seismiske bølgehastigheter. Den ble installert i 1909 av en kroatisk vitenskapsmann Andrei Mohorovicic (1857- 1936).
Siden prosessene som skjer i den øverste delen av mantelen påvirker bevegelsene av materie i jordskorpen, er de kombinert under det generelle navnet litosfæren(steinskall). Tykkelsen på litosfæren varierer fra 50 til 200 km.
Nedenfor ligger litosfæren astenosfæren- mindre hardt og mindre viskøst, men mer plastskall med en temperatur på 1200 ° C. Den kan krysse Moho-grensen og trenge inn i jordskorpen. Astenosfæren er kilden til vulkanisme. Den inneholder lommer av smeltet magma, som trenger inn i jordskorpen eller renner ut på jordoverflaten.
Sammensetning og struktur av jordskorpen
Sammenlignet med mantelen og kjernen er jordskorpen et veldig tynt, hardt og sprøtt lag. Den er sammensatt av et lettere stoff, som for tiden inneholder rundt 90 naturlige kjemiske elementer. Disse elementene er ikke like representert i jordskorpen. Syv grunnstoffer - oksygen, aluminium, jern, kalsium, natrium, kalium og magnesium - står for 98 % av massen til jordskorpen (se fig. 5).
Spesielle kombinasjoner av kjemiske elementer danner forskjellige bergarter og mineraler. De eldste av dem er minst 4,5 milliarder år gamle.
Ris. 4. Struktur av jordskorpen
Ris. 5. Sammensetning av jordskorpen
Mineral er en relativt homogen naturlig kropp i sin sammensetning og egenskaper, dannet både i dypet og på overflaten av litosfæren. Eksempler på mineraler er diamant, kvarts, gips, talkum osv. (Du finner kjennetegn på de fysiske egenskapene til ulike mineraler i vedlegg 2.) Sammensetningen av jordens mineraler er vist i fig. 6.
Ris. 6. Generelt mineralsammensetning Jord
Steiner består av mineraler. De kan være sammensatt av ett eller flere mineraler.
Sedimentære bergarter - leire, kalkstein, kritt, sandstein osv. - ble dannet ved utfelling av stoffer i vannmiljøet og på land. De ligger i lag. Geologer kaller dem sider av jordens historie, fordi de kan lære om naturlige forhold som fantes på planeten vår i gamle tider.
Blant sedimentære bergarter skilles organogene og uorganiske (klastiske og kjemogene) ut.
Organogen Bergarter dannes som følge av opphopning av dyre- og planterester.
Klassiske bergarter dannes som følge av forvitring, ødeleggelse av vann, is eller vind av ødeleggelsesproduktene av tidligere dannede bergarter (tabell 1).
Tabell 1. Klastiske bergarter avhengig av størrelsen på fragmentene
|
Rasens navn |
Størrelse på bummer con (partikler) |
|
Mer enn 50 cm |
|
|
5 mm - 1 cm |
|
|
1 mm - 5 mm |
|
|
Sand og sandstein |
0,005 mm - 1 mm |
|
Mindre enn 0,005 mm |
Kjemogenisk Bergarter dannes som et resultat av utfelling av stoffer oppløst i dem fra vannet i hav og innsjøer.
I tykkelsen av jordskorpen dannes det magma magmatiske bergarter(Fig. 7), for eksempel granitt og basalt.
Sedimentære og magmatiske bergarter, når de senkes ned til store dyp under påvirkning av trykk og høye temperaturer, gjennomgår betydelige endringer og blir til metamorfe bergarter. For eksempel blir kalkstein til marmor, kvartssandstein til kvartsitt.
Strukturen til jordskorpen er delt inn i tre lag: sedimentær, granitt og basalt.
Sedimentært lag(se fig. 8) dannes hovedsakelig av sedimentære bergarter. Her dominerer leire og skifer, og sand, karbonat og vulkanske bergarter er bredt representert. I sedimentærlaget er det avsetninger av slike mineral, Hvordan kull, gass Olje. Alle sammen organisk opprinnelse. For eksempel er kull et produkt av transformasjonen av planter i antikken. Tykkelsen på sedimentlaget varierer mye - fra fullstendig fravær i enkelte landområder til 20-25 km i dype forsenkninger.
Ris. 7. Klassifisering av bergarter etter opprinnelse
"Granitt" lag består av metamorfe og magmatiske bergarter, som i sine egenskaper ligner granitt. De vanligste her er gneiser, granitter, krystallskifer osv. Granittlaget finnes ikke overalt, men på kontinenter der det kommer godt til uttrykk, kan dets maksimale tykkelse nå flere titalls kilometer.
"Basalt" lag dannet av bergarter nær basalter. Disse er metamorfoserte magmatiske bergarter, tettere enn bergartene i "granitt"-laget.
Tykkelsen og den vertikale strukturen til jordskorpen er forskjellig. Det finnes flere typer jordskorpe (fig. 8). I henhold til den enkleste klassifiseringen skilles det mellom oseanisk og kontinental skorpe.
Kontinental og havskorpe varierer i tykkelse. Dermed blir den maksimale tykkelsen på jordskorpen observert under fjellsystemer. Det er ca 70 km. Under slettene er tykkelsen på jordskorpen 30-40 km, og under havene er den tynnest - bare 5-10 km.
Ris. 8. Typer av jordskorpen: 1 - vann; 2- sedimentært lag; 3—mellomlag av sedimentære bergarter og basalter; 4 - basalter og krystallinske ultrabasiske bergarter; 5 - granitt-metamorft lag; 6 - granulitt-mafisk lag; 7 - normal mantel; 8 - dekomprimert mantel
Forskjellen mellom den kontinentale og oseaniske skorpen i sammensetningen av bergarter manifesteres i det faktum at det ikke er noe granittlag i havskorpen. Og basaltlaget i havskorpen er veldig unikt. Når det gjelder steinsammensetning, skiller den seg fra et lignende lag med kontinental skorpe.
Grensen mellom land og hav (nullmerke) registrerer ikke overgangen av kontinentalskorpen til den oseaniske. Erstatningen av kontinental skorpe med havskorpe skjer i havet på en dybde på omtrent 2450 m.
Ris. 9. Struktur av den kontinentale og oseaniske skorpen
Det finnes også overgangstyper av jordskorpen - suboseanisk og subkontinental.
Suboceanisk skorpe ligger langs kontinentalskråninger og foten, kan finnes i marginale hav og Middelhavet. Den representerer kontinental skorpe med en tykkelse på opptil 15-20 km.
Subkontinental skorpe ligger for eksempel på vulkanske øybuer.
Basert på materialer seismisk lyd - passasjehastigheten til seismiske bølger - vi får data om den dype strukturen til jordskorpen. Den superdype brønnen Kola, som for første gang gjorde det mulig å se steinprøver fra mer enn 12 km dyp, brakte dermed mye uventet. Det ble antatt at på en dybde på 7 km skulle et "basalt"-lag begynne. I virkeligheten ble den ikke oppdaget, og gneiser dominerte blant bergartene.
Endring i temperatur på jordskorpen med dybden. Overflatelaget på jordskorpen har en temperatur bestemt av solvarme. Dette heliometrisk lag(fra den greske helio - sol), opplever sesongmessige temperatursvingninger. Dens gjennomsnittlige tykkelse er omtrent 30 m.
Under er et enda tynnere lag, det karakteristiske trekk er en konstant temperatur som tilsvarer gjennomsnittlig årstemperatur på observasjonsstedet. Dybden av dette laget øker i kontinentalt klima.
Enda dypere i jordskorpen er det et geotermisk lag, hvis temperatur bestemmes av jordens indre varme og øker med dybden.
Økningen i temperatur skjer hovedsakelig på grunn av nedbrytning av radioaktive elementer som utgjør bergarter, først og fremst radium og uran.
Mengden temperaturøkning i bergarter med dybde kalles geotermisk gradient. Den varierer innenfor et ganske bredt område – fra 0,1 til 0,01 °C/m – og avhenger av bergarters sammensetning, forholdene for deres forekomst og en rekke andre faktorer. Under havet øker temperaturen raskere med dybden enn på kontinenter. I gjennomsnitt blir det 3 °C varmere for hver 100 m dyp.
Den gjensidige av den geotermiske gradienten kalles geotermisk stadium. Det måles i m/°C.
Varmen fra jordskorpen er en viktig energikilde.
Den delen av jordskorpen som strekker seg til dyp tilgjengelig for geologiske studieformer jordens tarmer. Jordens indre krever spesiell beskyttelse og klok bruk.
Jordens figur og dimensjoner
Ord og uttrykk
De første ideene om formen og størrelsen på jorden dukket opp i antikken. Således ga Aristoteles (3. århundre f.Kr.) det første beviset på jordens sfærisitet da han la merke til dens avrundede skygge på Månens skive under måneformørkelser. Det nøyaktige svaret om jordas form og størrelse gis ved å måle lengden på meridianbuen på én grad i forskjellige steder på jordens overflate. Disse målingene viste at lengden på meridianbuen er 1 0 i polarområdene er den størst og utgjør 111,7 km, og ved ekvator er den minst – 110,6 km. Følgelig er vår jord ikke sfærisk i form. Jordens ekvatorialradius er 21,4 km større enn polarradiusen. Dermed kom vi til den konklusjonen at formen på planeten vår tilsvarer en rotasjonsellipsoide.Ppåfølgende målinger viste at jorden er komprimert ikke bare ved polene, men også langs ekvator, fordi de største og minste radiene til ekvator varierer i lengde med 213 m. Ideen om jorden som en ellipsoide (eller sfæroid) er riktig, men i virkeligheten er den virkelige overflaten av jorden mer kompleks, fordi på overflaten er det dype forsenkninger og åser. Den som er nærmest jordens moderne figur er figuren som kalles geoid .
Geoid – en form som bestemmes av overflaten til fritt fordelt vann. I en slik figur er tyngdekraften overalt vinkelrett på overflaten (fig. 1).
Moderne resultater av geoidemålinger gir følgende verdier: ekvatorial radius r eh = 6378,16 km, polarradius r P = 6357,78 km, gjennomsnittlig radius – 6371,11 km. Ekvatorlengde: L = 40075,696 km; overflate – 510,2 millioner km 2 , volumet er 1.083 × 10 12 km 3, masse – 5,976 × 10 27 g.
Basert på forskjellen i lengden på ekvatorial ( EN) og polar ( V) radier, størrelsen på jordens polare kompresjon bestemmes:
r =.
OgDet er kjent at Jorden kretser rundt Solen i en elliptisk bane i en gjennomsnittlig avstand på 149,5 millioner km. Psirkulasjonsperioden er 365.242 sr. solenergi dager Sirkulasjonshastigheten er i gjennomsnitt 29,8 km/s. Jordens rotasjonsperiode rundt sin egen akse er 23 timer 56 minutter og 4,1 sekunder. Jordas rotasjonshastighet avtar gradvis, så lengden på dagen øker med 0,001 sekunder per århundre. Posisjonen til rotasjonsaksen er komplisert av dens langsomme rotasjon langs en sirkulær kjegle (en full omdreining på 26 tusen år) og svingningen av aksen med en periode på 18,6 år (fenomenene presesjon og nutasjon).
1.2.
Geofysiske felt og fysiske egenskaper til jorden
Ord og uttrykk
|
geotermisk stadium |
magnetisk helning |
|
geotermisk gradient |
magnetisk deklinasjon |
|
gravimeter |
magnetometer |
|
gravitasjonsundersøkelse |
migrasjon magnetiske poler |
|
gravitasjonsanomali |
remanent magnetisering |
|
gravitasjonsfelt |
paleomagnetisme |
|
isogoner |
gravitasjon |
|
isodynamikk |
solkonstant |
|
isokliner |
sentrifugalkraft |
|
magnetisk anomali |
Jordens geofysiske felt refererer til de naturlige fysiske feltene skapt av denne planeten. Disse inkluderer gravitasjon, magnetisk, termisk og elektrisk.
Tyngdekraftsfelt. På jorden er det en konstant gravitasjonskraft rettet mot sentrum og en sentrifugalkraft. Resultatet av disse to kreftene bestemmer tyngdekraften. Enheten for å måle tyngdekraften i gravitasjonsutforskning er oppkalt etter Galileo galom(1 cm/s 2 = 1 gal).
Egenskapene ved fordelingen av tyngdekraften på jordens overflate ble bestemt tilbake på 1700-tallet av den franske matematikeren A. Clairaut. Han var den første som utledet en formel for å beregne tyngdekraften på en hvilken som helst breddegrad av sfæroiden med kjente gravitasjonsverdier (gravitasjonsakselerasjon) ved polen og ved ekvator:
g = g eh+(g n -g eh )synd 2 u,
Hvor g, g eh, g n – akselerasjon av henholdsvis fritt fall for en gitt geografisk breddegrad (u), ved ekvator og ved polen.
Normale verdier for gravitasjonsakselerasjon på jorden synker fra 978 cm/s 2 ved polene opp til 983 cm/s 2 ved ekvator. Imidlertid skiller disse verdiene seg betydelig fra de som faktisk er målt på jordens overflate. Denne forskjellen skyldes endringer i tettheten til bergartene som utgjør jorden. Denne egenskapen til gravitasjonsfeltet ligger til grunn for den anvendte bruken av den gravimetriske metoden. Måling av tyngdeakselerasjonen (g) utføres med spesielle enheter - gravimeter. Avviket til faktiske data (g) fra teoretiske verdier for et gitt område kalles gravitasjonsanomalier. Basert på resultatene av gravimetriske målinger, konstrueres gravimetriske profiler og kart. Gravimetriske anomalier er nært knyttet til tetthetsfordelingen. Over tette bergarter øker tyngdekraften, over mindre tette (lette) bergarter avtar den. Følgelig kan strukturen til jordskorpen bestemmes fra gravimetriske kart. Så for eksempel er høye gravitasjonsverdier (positive anomalier) observert over kjellerhyller, bergarter med grunnleggende og ultrabasisk sammensetning (gabbro, peridotitter), malm av tungmetaller, og en relativ nedgang i gravitasjonsverdier observeres over lettere ener (fig. 2).
M 
Jordens magnetfelt.
De magnetiske egenskapene til planeten vår var kjent tilbake i det gamle Kina. VårhJorden er en gigantisk magnet med et magnetfelt rundt seg som strekker seg utover planeten til flere jordradier. Som enhver magnet har Jorden magnetiske poler, som imidlertid ikke sammenfaller med de geografiske polene, siden sentrum av magnetfeltet er forskjøvet i forhold til sentrum av planeten vår med 430 km (fig. 3). I 1970 ble posisjonen til de magnetiske polene bestemt tilsvarende: Sør - nær Nord-Grønland (74 ° N og 100° W), og Northern - vest for Rosshavet iEN ntarctica (68°S og 145°E).
Sekulære, årlige og daglige svingninger observeres i posisjonen til de magnetiske polene. Dessuten når sekulære svingninger 30 0 .
N 
Jordens magnetfelt er tydeligst manifestert av dens effekt på magnetnålen, som til enhver tid på jordoverflaten er satt strengt langs den magnetiske meridianen. På grunn av uoverensstemmelsen mellom de magnetiske og geografiske polene, skilles magnetisk deklinasjon og helning i avlesningene til den magnetiske nålen.
Magnetisk deklinasjon – vinkelen på avviket til den magnetiske nålen (magnetisk meridian) fra den geografiske meridianen til et gitt område. Deklinasjonen kan være østlig eller vestlig (fig. 4). Isogoner – Dette er linjer som forbinder punkter på kartet med samme deklinasjon. Null-isogonet bestemmer posisjonen til den magnetiske meridianen.
M 
magnetisk helning
– magnetnålens helningsvinkel mot horisonten. På den nordlige halvkule er den nordlige enden av den magnetiske nålen senket ned, på den sørlige halvkule senkes den sørlige enden av nålen. Linjer som forbinder punkter med lik helning kalles isokliner. Null-isoklinen tilsvarer den magnetiske ekvator.
I tillegg til deklinasjon og inklinasjon er magnetfeltet karakterisert ved en styrke som er lav og ikke overstiger 0,01 A/m.l linjer som forbinder punkter med lik spenning kalles isodynamikk. Magnetfeltstyrken øker fra den magnetiske ekvator til polene. Avviket av magnetfeltstyrkeverdier fra gjennomsnittsverdien for et gitt område kalles magnetiske anomalier. De er assosiert med forskjellige magnetiske egenskaper av bergarter, i forskjellige 
oh grad magnetisert i jordens magnetfelt.
På grunn av heterogeniteten til de magnetiske egenskapene til forskjellige bergarter, utføres søket etter mineraler ved hjelp av magnetisk prospektering. Funksjonene i den geologiske strukturen til jordskorpen er også klarlagt (fig. 5). Magnetiske egenskaper studeres ved hjelp av magnetometre ikke bare bakkebaserte, men også de som er installert på fly og romfartøy.
P 
om gjenværende magnetisering av bergarter, ble det mulig å gjenopprette elementene i det gamle magnetfeltet (posisjon av polene og intensitet), som ga opphav til en ny gren av geologi - paleomagnetisme. Paleomagnetiske studier har vist at de magnetiske polene kontinuerlig har beveget seg vestover med en hastighet på 1 cm/år de siste fem hundre millioner årene - magnetisk polvandring(Fig. 6). Et annet trekk ved jordens magnetfelt er den periodiske endringen i polariteten til de magnetiske polene, dvs. polinversjon. Hvert 200–300 tusen år blir nordpolen til jordmagneten til sydpolen og omvendt. Den magnetiske inversjonsskalaen brukes til å underinndele og sammenligne berglag og bestemme alder. I følge moderne konsepter er jordens geomagnetiske felt av elektromagnetisk natur. Det oppstår under påvirkning komplekst system elektriske strømmer som følger med den turbulente konveksjonen av materie i den flytende ytre kjernen. Følgelig fungerer jorden som en dynamo (Frenkel-Elsasser dynamoteori).
Jordens termiske felt. Jordens termiske regime bestemmes av varmen som frigjøres fra dens indre. I tillegg er varmen mottatt fra solen også viktig for jordoverflaten. 1 cm hvert minutt 2 Jordens overflate mottar omtrent 8.173 J varme fra solen. Denne mengden kalles solkonstant. En tredjedel av solens energi reflekteres av atmosfæren og jordens overflate og spres.OgBestrålingen fra solen overstiger i stor grad mengden varme som kommer fra dypet (ca. 4 × 10 –4 J per minutt). Derfor er temperaturen på overflaten av planeten vår og det øvre laget av litosfæren bestemt av solens stråling. Den svinger (endrer) til forskjellige tider på døgnet og kl forskjellige tiderårets.
På en viss dybde fra overflaten er det et belte konstant temperatur, lik gjennomsnittlig årstemperatur i området. Således, i Moskva, på en dybde på 20 meter fra overflaten, observeres en konstant temperatur på + 4,2. 0 C, og i Paris +11,8 0 C på 28 meters dyp. nUnder beltet med konstant temperatur, under påvirkning av jordens indre varme, øker temperaturen med et gjennomsnitt på 3 0 C for hver 100 m. OgEndringen i temperatur i grader per dybdeenhet kalles geotermisk gradient, og dybdeintervallet i meter der temperaturen øker med 1 ˚ , kalt geotermisk stadium(den gjennomsnittlige verdien er 33 m).
Studiet av intern varmestrøm viste at verdien avhenger av intensiteten av endogene prosesser og graden av mobilitet til skorpen. Gjennomsnittlig varmestrømverdi for jorden er omtrent 1,4–1,5 μcal/cm 2 ×s. Pforhøyede varmestrømverdier er observert i fjellstrukturer (opptil 2 – 4 µcal/cm 2 × c), innenfor riftdaler av midthavsrygger (opptil 2 µcal/cm 2 ×s eller mer, og når noen steder 6,0–8,0 µcal/cm 2 × s). VHøye varmestrømverdier ble også notert i de indre riftene i Rødehavet, innsjøenbaikal . De viktigste kildene til intern termisk energi på jorden er:
Radiogen varme assosiert med nedbrytning av radioaktive elementer ( 238 U, 235 U, 232 Th 40 K og andre).
Ggravitasjonsdifferensiering av materie ved grensen til mantelen og kjernen, som er ledsaget av frigjøring av varme.
Som allerede nevnt, med økende dybde er det en økning i temperaturen. For eksempel i den superdype brønnen Kola, som ligger innenfor det gamle krystallinske skjoldet i østeEuropeisk plattform, den beregnede geotermiske gradienten ble tatt i bruk 1 ˚ C ved 100 m, og forventet temperatur på 15 000 meters dyp bør være 150–160 MED. OgAkkurat slik ble temperaturen fordelt til en dybde på 2500 – 3000 meter. DSå endret bildet seg. Størrelsen på varmestrømmen doblet seg, og temperaturgradienten var 1,7 - 2,2˚ C ved 100 m. nog på 12.000 meter viste temperaturen seg å være over 200 ˚ C i stedet for forventet 120 ˚ MED.
P 
I følge beregninger fra forskjellige forfattere, på en dybde på 100 km overstiger ikke temperaturen 1300 - 1500 ˚
C, fordi Det er fra disse dypet lava strømmer ut på overflaten med en temperatur på 1100 - 1250 0 C. Ttemperaturen i de dypere sonene i mantelen og kjernen er beregnet til å være omtrent 4000 – 5000 ˚
C (fig. 7).
Fordelingen og endringen av temperatur i de øvre lagene av jordskorpen er hovedsakelig knyttet til lokale varmekilder, samt ulike varmeledningsevner til bergarter.
TIL 
lokale kilder bør inkludere: magmakamre, forkastningssoner med aktiv sirkulasjon av termalvann, områder med økte konsentrasjoner av radioaktive elementer, etc.MedDen termiske ledningsevnen til bergarter har en betydelig innflytelse på varmefordelingen. For eksempel har krystallinske bergarter høyere varmeledningsevne enn løse sedimentære bergarter, og varmeledningsevnen langs lagene er mye høyere enn i retningen vinkelrett på grunnen. Derfor, når forekomsten er nær vertikal, vil tykkelsen av sedimentære bergarter være preget av mer varme enn når du ligger horisontalt. Dette forklarer temperaturøkningen over oljefelt, som ligger i konvekse svinger av formasjonene (fig. 8).TUndergrunnstemperaturen er en av hovedfaktorene som styrer dannelsen av ansamlinger av mange mineraler. Dermed bestemmes akkumuleringen av hydrokarboner med forskjellig fasesammensetning av reservoartemperatur og trykk, avhengig av hvilke avsetninger som dannes som hovedsakelig er enfase (olje eller gass), tofase (gassolje) eller er i en kritisk tilstand (gass-kondensat).TDermed gir informasjon om reservoartrykk og temperatur mulighet for målrettede søk etter olje- og gassforekomster.
Laster inn...