Značilna značilnost evolucije Zemlje je diferenciacija materije, katere izraz je struktura lupine našega planeta. Litosfera, hidrosfera, atmosfera, biosfera tvorijo glavne lupine Zemlje, ki se razlikujejo po kemični sestavi, debelini in stanju snovi.

Notranja zgradba Zemlje

Kemična sestava Zemlje(slika 1) podobno sestavi drugih planetov kopenska skupina, kot sta Venera ali Mars.

Na splošno prevladujejo elementi, kot so železo, kisik, silicij, magnezij in nikelj. Vsebnost lahkih elementov je nizka. Povprečna gostota Zemljine snovi je 5,5 g/cm 3 .

Zanesljivih podatkov o notranji zgradbi Zemlje je zelo malo. Poglejmo sl. 2. Upodablja notranjo zgradbo Zemlje. Zemljo sestavljajo skorja, plašč in jedro.

riž. 1. Kemična sestava Zemlje

riž. 2. Notranja zgradba Zemlje

Jedro

Jedro(slika 3) se nahaja v središču Zemlje, njegov polmer je približno 3,5 tisoč km. Temperatura jedra doseže 10.000 K, to je višja od temperature zunanjih plasti Sonca, njegova gostota pa je 13 g / cm 3 (primerjaj: voda - 1 g / cm 3). Jedro naj bi bilo sestavljeno iz zlitin železa in niklja.

Zunanje jedro Zemlje ima večjo debelino kot notranje jedro (polmer 2200 km) in je v tekočem (staljenem) stanju. Notranje jedro je podvrženo ogromnemu pritisku. Snovi, ki ga sestavljajo, so v trdnem stanju.

Plašč

Plašč- Zemljina geosfera, ki obdaja jedro in predstavlja 83% prostornine našega planeta (glej sliko 3). Njegova spodnja meja se nahaja na globini 2900 km. Plašč je razdeljen na manj gost in plastičen zgornji del (800-900 km), iz katerega se tvori magma(v prevodu iz grščine pomeni "gosto mazilo"; to je staljena snov zemeljske notranjosti - mešanica kemičnih spojin in elementov, vključno s plini, v posebnem nadstropju tekoče stanje); in kristalni spodnji, debeline okoli 2000 km.

riž. 3. Zgradba Zemlje: jedro, plašč in skorja

Zemljina skorja

Zemljina skorja - zunanjo lupino litosfere (glej sliko 3). Njegova gostota je približno dvakrat manjša od povprečne gostote Zemlje - 3 g/cm 3 .

Ločuje zemeljsko skorjo od plašča Mohorovičičeva meja(pogosto imenovana Mohojeva meja), za katero je značilno močno povečanje hitrosti potresni valovi. Leta 1909 jo je postavil hrvaški znanstvenik Andrej Mohorovičič (1857- 1936).

Ker procesi, ki potekajo v najvišjem delu plašča, vplivajo na gibanje snovi v zemeljski skorji, jih združujemo pod pogosto imelitosfera(kamnita školjka). Debelina litosfere se giblje od 50 do 200 km.

Spodaj se nahaja litosfera astenosfera- manj trda in manj viskozna, vendar bolj plastična lupina s temperaturo 1200 ° C. Lahko prečka mejo Moho in prodre v zemeljsko skorjo. Astenosfera je vir vulkanizma. Vsebuje žepe staljene magme, ki prodre v zemeljsko skorjo ali se izlije na zemeljsko površje.

Sestava in struktura zemeljske skorje

V primerjavi s plaščem in jedrom je zemeljska skorja zelo tanka, trda in krhka plast. Sestavljen je iz lažje snovi, v kateri je približno 90 naravnih kemični elementi. Ti elementi v zemeljski skorji niso enako zastopani. Sedem elementov - kisik, aluminij, železo, kalcij, natrij, kalij in magnezij - predstavlja 98% mase zemeljske skorje (glej sliko 5).

Svojevrstne kombinacije kemičnih elementov tvorijo različne kamnine in minerale. Najstarejši med njimi so stari vsaj 4,5 milijarde let.

riž. 4. Zgradba zemeljske skorje

riž. 5. Sestava zemeljske skorje

Mineral je po svoji sestavi in ​​lastnostih relativno homogeno naravno telo, ki nastane tako v globinah kot na površini litosfere. Primeri mineralov so diamant, kremen, sadra, smukec itd. (Značilnosti fizikalnih lastnosti različnih mineralov boste našli v Dodatku 2.) Sestava zemeljskih mineralov je prikazana na sl. 6.

riž. 6. Splošna mineralna sestava Zemlje

Skale sestavljen iz mineralov. Lahko so sestavljeni iz enega ali več mineralov.

Sedimentne kamnine - glina, apnenec, kreda, peščenjak itd. - so nastali z izločanjem snovi v vodnem okolju in na kopnem. Ležijo v plasteh. Geologi jih imenujejo strani zgodovine Zemlje, saj lahko spoznajo naravne razmere, ki so obstajale na našem planetu v starih časih.

Med sedimentnimi kamninami ločimo organogene in anorganogene (klastične in kemogene).

Organogeno Kamnine nastanejo kot posledica kopičenja živalskih in rastlinskih ostankov.

Klastične kamnine nastanejo kot posledica vremenskih vplivov, uničenja z vodo, ledom ali vetrom produktov uničenja predhodno oblikovanih kamnin (tabela 1).

Tabela 1. Klastične kamnine glede na velikost drobcev

Kemogeni Kamnine nastanejo kot posledica izločanja v njih raztopljenih snovi iz voda morij in jezer.

V debelini zemeljske skorje se tvori magma magmatske kamnine(slika 7), na primer granit in bazalt.

Sedimentne in magmatske kamnine, ko se pod vplivom tlaka in visokih temperatur potopijo v velike globine, se znatno spremenijo in spremenijo v metamorfne kamnine. Na primer, apnenec se spremeni v marmor, kremenčev peščenjak v kvarcit.

Struktura zemeljske skorje je razdeljena na tri plasti: sedimentno, granitno in bazaltno.

Sedimentna plast(glej sliko 8) tvorijo predvsem sedimentne kamnine. Tu prevladujejo gline in skrilavci, široko pa so zastopane peščene, karbonatne in vulkanske kamnine. V sedimentni plasti so nahajališča takih mineral, kot premog, plin, nafta. Vsi so organskega izvora. Na primer, premog je produkt preobrazbe rastlin iz starih časov. Debelina sedimentne plasti je zelo različna - od popolne odsotnosti na nekaterih kopenskih območjih do 20-25 km v globokih depresijah.

riž. 7. Razvrstitev kamnin po izvoru

"Granitna" plast je sestavljen iz metamorfnih in magmatskih kamnin, ki so po svojih lastnostih podobne granitu. Tu so najpogostejši gnajsi, graniti, kristalni skrilavci itd. Granitna plast ni povsod, vendar na celinah, kjer je dobro izražena, lahko njena največja debelina doseže več deset kilometrov.

"Bazalt" plast tvorijo kamnine blizu bazaltom. To so metamorfizirane magmatske kamnine, gostejše od kamnin »granitne« plasti.

Debelina in navpična zgradba zemeljske skorje sta različni. Poznamo več vrst zemeljske skorje (slika 8). Po najpreprostejši klasifikaciji ločimo oceansko in celinsko skorjo.

Celinska in oceanska skorja se razlikujeta po debelini. Tako je največja debelina zemeljske skorje opažena pod gorskimi sistemi. To je približno 70 km. Pod ravninami je debelina zemeljske skorje 30-40 km, pod oceani pa je najtanjša - le 5-10 km.

riž. 8. Vrste zemeljske skorje: 1 - voda; 2- sedimentna plast; 3—sloj sedimentnih kamnin in bazaltov; 4 - bazalti in kristalne ultrabazične kamnine; 5 – granitno-metamorfna plast; 6 – granulitno-mafična plast; 7 - normalni plašč; 8 - dekompresiran plašč

Razlika med celinsko in oceansko skorjo v sestavi kamnin se kaže v tem, da v oceanski skorji ni granitne plasti. In bazaltna plast oceanske skorje je zelo edinstvena. Po kamninski sestavi se razlikuje od podobne plasti celinska skorja.

Meja med kopnim in oceanom (ničelna oznaka) ne beleži prehoda celinske skorje v oceansko. Zamenjava celinske skorje z oceansko se pojavi v oceanu na globini približno 2450 m.

riž. 9. Zgradba celinske in oceanske skorje

Obstajajo tudi prehodne vrste zemeljske skorje - suboceanske in subkontinentalne.

Suboceanska skorja ki se nahajajo vzdolž celinskih pobočij in vznožja, jih lahko najdemo v obrobnih in sredozemskih morjih. Predstavlja celinsko skorjo z debelino do 15-20 km.

Subkontinentalna skorja ki se nahajajo na primer na vulkanskih otoških lokih.

Na podlagi materialov potresno sondiranje - hitrost prehoda potresnih valov - pridobimo podatke o globinski zgradbi zemeljske skorje. Tako je supergloboka vrtina Kola, ki je prvič omogočila ogled vzorcev kamnin iz globine več kot 12 km, prinesla marsikaj nepričakovanega. Predpostavljeno je bilo, da se mora na globini 7 km začeti "bazaltna" plast. V resnici je niso odkrili, med kamninami pa so prevladovali gnajsi.

Sprememba temperature zemeljske skorje z globino. Površinska plast zemeljske skorje ima temperaturo, ki jo določa sončna toplota. to heliometrična plast(iz grškega helio - Sonce), doživlja sezonska temperaturna nihanja. Njegova povprečna debelina je okoli 30 m.

Spodaj je še več tanek sloj, katere značilnost je stalna temperatura, ki ustreza povprečni letni temperaturi opazovalnega mesta. Globina te plasti se poveča v celinskem podnebju.

Še globlje v zemeljski skorji je geotermalna plast, katere temperaturo določa notranja toplota Zemlje in narašča z globino.

Povišanje temperature nastane predvsem zaradi razgradnje radioaktivni elementi, ki so del kamnin, predvsem radija in urana.

Količina povečanja temperature v kamninah z globino se imenuje geotermalni gradient. Spreminja se v precej širokem območju - od 0,1 do 0,01 °C/m - in je odvisna od sestave kamnin, pogojev njihovega pojavljanja in številnih drugih dejavnikov. Pod oceani se temperatura z globino povečuje hitreje kot na celinah. V povprečju se na vsakih 100 m globine segreje za 3 °C.

Recipročna vrednost geotermalnega gradienta se imenuje geotermalna faza. Izmeri se v m/°C.

Toplota zemeljske skorje je pomemben vir energije.

Oblikuje se del zemeljske skorje, ki se razteza do globin, dostopnih geološki študiji drobovje zemlje. Notranjost Zemlje zahteva posebno varovanje in smotrno rabo.

Slika in dimenzije Zemlje

Besede in fraze

Prve ideje o obliki in velikosti Zemlje so se pojavile že v antiki. Tako je Aristotel (3. stoletje pr. n. št.) prvi dokazal sferičnost Zemlje, ko je med luninimi mrki opazil njeno zaobljeno senco na Luninem disku. Natančen odgovor o obliki in velikosti Zemlje dobimo z merjenjem dolžine enostopinjskega poldnevniškega loka na različnih mestih zemeljske površine. Te meritve so pokazale, da je dolžina meridianskega loka 1 0 v polarnih predelih je največja in znaša 111,7 km, na ekvatorju pa najmanjša – 110,6 km. Posledično naša Zemlja ni sferične oblike. Ekvatorialni polmer Zemlje je za 21,4 km večji od polarnega. Tako smo prišli do zaključka, da oblika našega planeta ustreza rotacijskemu elipsoidu.pnaknadne meritve so pokazale, da je Zemlja stisnjena ne samo na polih, ampak tudi vzdolž ekvatorja, ker največji in najmanjši radiji ekvator se razlikujeta po dolžini za 213 m. Zamisel o Zemlji kot elipsoidu (ali sferoidu) je pravilna, v resnici pa je realna površina Zemlje bolj zapletena, ker na njegovi površini so globoke depresije in hribi. Najbližje sodobni sliki Zemlje je slika, imenovana geoid .

Geoid – oblika, ki jo določa površina prosto razporejene vode. V takem liku je sila gravitacije povsod pravokotna na njegovo površino (slika 1).

Sodobni rezultati meritev geoida dajejo naslednje vrednosti: ekvatorialni polmer r uh = 6378,16 km, polarni radij r p = 6357,78 km, povprečni radij – 6371,11 km. Dolžina ekvatorja: L = 40075,696 km; površina - 510,2 milijona km2 2 , njegova prostornina je 1,083 × 10 12 km 3, masa - 5,976 × 10 27 g.

Na podlagi razlike v dolžini ekvatorialnega ( A) in polarni ( V) radijev, se določi velikost polarne kompresije Zemlje:

r = .

inZnano je, da se Zemlja vrti okoli Sonca po eliptični orbiti na povprečni razdalji 149,5 milijona km. pobdobje obtoka je 365.242 sr. sončna dnevi Povprečna hitrost kroženja je 29,8 km/s. Obdobje vrtenja Zemlje okoli lastne osi je 23 ur 56 minut in 4,1 sekunde. Hitrost vrtenja Zemlje se postopoma zmanjšuje, zato se dolžina dneva poveča za 0,001 sekunde na stoletje. Položaj vrtilne osi je zapleten zaradi počasnega vrtenja vzdolž krožni stožec(popolni obrat v 26 tisoč letih) in nihanje osi s periodo 18,6 let (pojavi precesije in nutacije).

1.2.

Geo fizična polja in fizikalne lastnosti Zemlje

Besede in fraze

Geofizična polja Zemlje se nanašajo na naravna fizična polja, ki jih ustvarja ta planet. Sem spadajo gravitacijski, magnetni, toplotni in električni.

Gravitacijsko polje. Na Zemlji obstaja stalna gravitacijska sila, usmerjena proti središču, in centrifugalna sila. Rezultanta teh dveh sil določa silo težnosti. Enota za merjenje gravitacije pri raziskovanju gravitacije je poimenovana po Galileju galom(1 cm/s 2 = 1 Gal).

Značilnosti porazdelitve gravitacije na zemeljski površini je že v 18. stoletju določil francoski matematik A. Clairaut. Bil je prvi, ki je izpeljal formulo za izračun sile gravitacije na kateri koli zemljepisni širini sferoida z znanimi vrednostmi gravitacije (gravitacijski pospešek) na polu in na ekvatorju:

g = g uh+(g n -g uh ) greh 2 ti,

Kje g, g uh, g n – pospešek prostega pada za določeno geografsko širino (u), na ekvatorju oziroma na polu.

Normalne vrednosti gravitacijskega pospeška na Zemlji se zmanjšajo od 978 cm/s 2 na polih do 983 cm/s 2 na ekvatorju. Vendar se te vrednosti bistveno razlikujejo od dejansko izmerjenih na zemeljskem površju. Ta razlika je posledica sprememb v gostoti kamnin, ki sestavljajo Zemljo. Ta značilnost gravitacijskega polja je osnova za uporabo gravimetrične metode. Merjenje gravitacijskega pospeška (g) se izvaja s posebnimi napravami - gravimetri. Imenuje se odstopanje dejanskih podatkov (g) od teoretičnih vrednosti za določeno območje gravitacijske anomalije. Na podlagi rezultatov gravimetričnih meritev se izdelajo gravimetrični profili in karte. Gravimetrične anomalije so tesno povezane s porazdelitvijo gostote. Pri gostih kamninah se gravitacija poveča, pri manj gostih (lahkih) kamninah pa zmanjša. Posledično je zgradbo zemeljske skorje mogoče določiti iz gravimetričnih kart. Torej, na primer, visoke vrednosti gravitacije (pozitivne anomalije) opazimo nad kletnimi robovi, kamninami osnovne in ultrabazične sestave (gabro, peridotiti), rudami težkih kovin, relativno zmanjšanje vrednosti gravitacije pa opazimo nad lažjimi (slika 2).

M Zemljino magnetno polje. Magnetne lastnosti našega planeta so poznali že v starodavni Kitajski. NašhZemlja je velikanski magnet z magnetnim poljem okoli sebe, ki se razteza čez planet do več zemeljskih radijev. Kot vsak magnet ima Zemlja magnetne poli, ki pa ne sovpadajo z geografskimi poli, saj je središče magnetnega polja premaknjeno glede na središče našega planeta za 430 km (slika 3). Leta 1970 je bil ustrezno določen položaj magnetnih polov: Južni - blizu Severne Grenlandije (74 ° S in 100° W) in severno - zahodno od Rossovega morja vA ntarktika (68°J in 145°V).

V položaju magnetnih polov opazimo sekularna, letna in dnevna nihanja. Poleg tega sekularna nihanja dosežejo 30 0 .

N Zemeljsko magnetno polje se najbolj jasno kaže z njegovim vplivom na magnetno iglo, ki je na kateri koli točki zemeljske površine postavljena strogo vzdolž magnetnega poldnevnika. Zaradi neskladja med magnetnim in geografskim polom se v odčitkih magnetne igle razlikujeta magnetna deklinacija in inklinacija.

Magnetna deklinacija – kot odstopanja magnetne igle (magnetnega poldnevnika) od geografskega poldnevnika določenega območja. Deklinacija je lahko vzhodna ali zahodna (slika 4). Izogoniki – To so črte, ki povezujejo točke na zemljevidu z enako deklinacijo. Ničelni izogon določa položaj magnetnega poldnevnika.

M magnetni naklon – kot naklona magnetne igle glede na obzorje. Na severni polobli je severni konec magnetne igle spuščen navzdol; na južni polobli je južni konec igle spuščen. Črte, ki povezujejo točke z enakim naklonom, se imenujejo izokline. Ničelna izoklina ustreza magnetnemu ekvatorju.

Poleg deklinacije in inklinacije je za magnetno polje značilna majhna jakost, ki ne presega 0,01 A/m.l imenujemo črte, ki povezujejo točke enake napetosti izodinamika. Jakost magnetnega polja narašča od magnetnega ekvatorja proti poloma. Imenuje se odstopanje vrednosti jakosti magnetnega polja od povprečne vrednosti za določeno območje magnetne anomalije. Povezani so z različnimi magnetnimi lastnostmi kamnin, v različnih oh stopinj namagnetena v zemeljskem magnetnem polju.

Zaradi heterogenosti magnetnih lastnosti različnih kamnin se iskanje mineralov izvaja z magnetno prospekcijo. Pojasnjene so tudi značilnosti geološke zgradbe zemeljske skorje (slika 5). Magnetne lastnosti preučujemo z uporabo magnetometri ne le zemeljske, ampak tudi tiste, nameščene na letalih in vesoljskih plovilih.

p o preostali magnetizaciji kamnin je postalo mogoče obnoviti elemente starodavnega magnetnega polja (položaj in moč pola), ki je povzročil nova industrija geologija – paleomagnetizem. Paleomagnetne študije so pokazale, da so se magnetni poli v zadnjih petsto milijonih let nenehno premikali proti zahodu s hitrostjo 1 cm/leto - selitev magnetnega pola(slika 6). Druga značilnost zemeljskega magnetnega polja je občasna sprememba polarnosti magnetnih polov, tj. inverzija polov. Vsakih 200–300 tisoč let se severni pol zemeljskega magneta spremeni v južni pol in obratno. Magnetna inverzijska lestvica se uporablja za razdelitev in primerjavo plasti kamnin ter določanje starosti. Geomagnetno polje Zemlje je po sodobnih pojmovanjih elektromagnetne narave. Nastane pod vplivom kompleksnega sistema električnih tokov, ki spremljajo turbulentno konvekcijo snovi v tekočem zunanjem jedru. Posledično Zemlja deluje kot dinamo (Frenkel-Elsasserjeva teorija dinama).

Toplotno polje Zemlje. Toplotni režim Zemlje določa toplota, ki se sprošča iz njene notranjosti. Poleg tega je za Zemljino površje pomembna tudi toplota, prejeta od Sonca. 1 cm vsako minuto 2 Zemljina površina prejme od Sonca približno 8,173 J toplote. Ta količina se imenuje sončna konstanta. Ena tretjina sončne energije se odbija od ozračja in površja Zemlje ter se razprši.inObsevanje Sonca močno presega količino toplote, ki prihaja iz globin (približno 4 × 10 –4 J na minuto). Zato temperaturo na površini našega planeta in zgornji plasti litosfere določa sevanje Sonca. Niha (spreminja se) v različnih obdobjih dneva in v različnih obdobjih leta.

Na določeni globini od površine je območje konstantne temperature, ki je enako povprečni letni temperaturi območja. Tako v Moskvi na globini 20 metrov od površine opazimo konstantno temperaturo + 4,2. 0 C, v Parizu pa +11,8 0 C na globini 28 m. nPod pasom stalne temperature se pod vplivom notranje toplote Zemlje temperatura dvigne v povprečju za 3 0 C na vsakih 100 m. inSprememba temperature v stopinjah na enoto globine se imenuje geotermalni gradient in globinski interval v metrih, pri katerem se temperatura poveča za 1 ˚ , poklical geotermalna faza(njena povprečna vrednost je 33 m).

Študija notranjega toplotnega toka je pokazala, da je njegova vrednost odvisna od intenzivnosti endogenih procesov in od stopnje mobilnosti skorje. Povprečna vrednost toplotnega toka za Zemljo je približno 1,4–1,5 μcal/cm 2 ×s. pv gorskih strukturah opazimo povišane vrednosti toplotnega toka (do 2 – 4 µcal/cm 2 ×c), znotraj razpočnih dolin srednjeoceanskih grebenov (do 2 µcal/cm 2 ×s ali več, ponekod doseže 6,0–8,0 µcal/cm 2 ×s). VVisoke vrednosti toplotnega toka so bile opažene tudi v notranjih razpokah Rdečega morja, jezerabaikal . Glavni viri notranje toplotne energije Zemlje so:

Radiogena toplota, povezana z razpadom radioaktivnih elementov ( 238 U, 235 U, 232 Th 40 K in drugi).

Ggravitacijska diferenciacija snovi na meji plašča in jedra, ki jo spremlja sproščanje toplote.

Kot smo že omenili, z naraščajočo globino narašča temperatura. Na primer v supergloboki vrtini Kola, ki se nahaja znotraj starodavnega kristalnega ščita vzhodaeEvropske platforme je bil izračunani geotermalni gradient sprejet 1 ˚ C na 100 m, pričakovana temperatura na globini 15.000 metrov pa naj bi bila 150–160 Z. inNatanko tako je bila razporejena temperatura do globine 2.500 – 3.000 m. DPotem se je slika spremenila. Magnituda toplotnega toka se je podvojila, temperaturni gradient pa je znašal 1,7 - 2,2˚C na 100 m. nin na 12.000 metrih se je izkazalo, da je temperatura nad 200 ˚ C namesto pričakovanih 120 ˚ Z.

p Po izračunih različnih avtorjev na globini 100 km temperatura ne presega 1300 - 1500 ˚ C, ker Iz teh globin teče lava na površje s temperaturo 1100 - 1250 0 C. Ttemperatura globljih območij plašča in jedra je ocenjena na približno 4000 – 5000 ˚ C (slika 7).

Porazdelitev in sprememba temperature v zgornjih plasteh zemeljske skorje je povezana predvsem z lokalnimi viri toplote, pa tudi z različno toplotno prevodnostjo kamnin.

TO lokalni viri naj vključujejo: magmatske komore, prelomne cone z aktivnim kroženjem termalnih voda, območja z visokimi koncentracijami radioaktivnih elementov itd.zToplotna prevodnost kamnin pomembno vpliva na porazdelitev toplote. Na primer, kristalne kamnine imajo višjo toplotno prevodnost kot rahle sedimentne kamnine, toplotna prevodnost vzdolž plasti pa je veliko večja kot v smeri, ki je pravokotna na plast. Torej, ko je pojav blizu navpičnega, bo debelina sedimentnih kamnin značilna večja toplota kot če leži vodoravno. To pojasnjuje povišanje temperature nad naftnimi polji, ki se nahajajo v konveksnih zavojih formacij (slika 8).TTemperatura podtalja je eden glavnih dejavnikov, ki nadzorujejo nastanek kopičenja številnih mineralov. Tako je kopičenje ogljikovodikov različne fazne sestave določeno s temperaturo in tlakom rezervoarja, odvisno od tega, katera nahajališča so oblikovana pretežno enofazna (nafta ali plin), dvofazna (plin-nafta) ali so v kritičnem stanju. (plinski kondenzat).TTako informacije o tlaku in temperaturi v rezervoarju omogočajo ciljno iskanje nahajališč nafte in plina.

Zemlja je predmet preučevanja pomemben znesek Znanosti o Zemlji. Preučevanje Zemlje kot nebesnega telesa spada v področje, zgradbo in sestavo Zemlje preučuje geologija, stanje atmosfere - meteorologija, celota manifestacij življenja na planetu - biologija. Geografija opisuje reliefne značilnosti površja planeta - oceane, morja, jezera in vode, celine in otoke, gore in doline, pa tudi naselja in družbe. izobraževanje: mesta in vasi, države, gospodarske regije itd.

Planetarne značilnosti

Zemlja se vrti okoli zvezde Sonce po eliptični tirnici (zelo blizu krožni) s povprečno hitrostjo 29.765 m/s na povprečni razdalji 149.600.000 km na periodo, kar je približno enako 365,24 dni. Zemlja ima satelit, ki se vrti okoli Sonca na povprečni razdalji 384.400 km. Nagnjenost zemeljske osi glede na ravnino ekliptike je 23 ur 56 minut in 22 sekund nagib osi in vrtenje okoli Sonca povzroča menjavo letnih časov.

Oblika Zemlje je geoid. Povprečni radij Dolžina Zemlje je 6371,032 km, ekvatorialna - 6378,16 km, polarna - 6356,777 km. Površina globus 510 milijonov km², prostornina - 1,083 10 12 km², povprečna gostota - 5518 kg/m³. Masa Zemlje je 5976,10 21 kg. Zemlja ima magnetno in tesno povezano električno polje. Gravitacijsko polje Zemlje določa njeno skoraj sferično obliko in obstoj atmosfere.

Po sodobnih kozmogoničnih konceptih je Zemlja nastala pred približno 4,7 milijarde let iz razpršenega materiala v protosončnem sistemu plinasta snov. Kot posledica diferenciacije zemeljske snovi pod vplivom njenega gravitacijskega polja se v pogojih segrevanja zemeljske notranjosti spreminjajo različne kemične sestave, agregatna stanja in fizične lastnosti lupine - geosfera: jedro (v sredini), plašč, skorja, hidrosfera, atmosfera, magnetosfera. V sestavi Zemlje prevladujejo železo (34,6%), kisik (29,5%), silicij (15,2%), magnezij (12,7%). Zemljina skorja, plašč in notranje jedro so trdni (zunanje jedro velja za tekoče). Od površja Zemlje proti središču naraščajo tlak, gostota in temperatura. Tlak v središču planeta je 3,6 10 11 Pa, gostota je približno 12,5 10³ kg/m³, temperatura pa se giblje od 5000 do 6000 °C. Glavne vrste zemeljske skorje so celinske in oceanske, v prehodnem območju od celine do oceana se razvije skorja vmesne strukture.

Oblika Zemlje

Slika Zemlje je idealizacija, s katero poskušamo opisati obliko planeta. Glede na namen opisa uporabite različni modeli oblike Zemlje.

Prvi pristop

Najgrobejši opis figure Zemlje v prvem približku je krogla. Za večino problemov splošne geoznanosti se ta približek zdi zadosten za uporabo pri opisu ali preučevanju določenih geografskih procesov. V tem primeru je sploščenost planeta na polih zavrnjena kot nepomembna pripomba. Zemlja ima eno vrtilno os in ekvatorialno ravnino - simetrijsko ravnino in simetrijsko ravnino meridianov, kar jo značilno loči od neskončnega niza simetrij idealne krogle. Za vodoravno zgradbo geografskega ovoja sta značilni določena conalnost in določena simetrija glede na ekvator.

Drugi približek

Pri natančnejšem pristopu je figura Zemlje enačena z elipsoidom revolucije. Ta model, za katerega je značilna poudarjena os, ekvatorialna ravnina simetrije in meridionalne ravnine, se uporablja v geodeziji za izračun koordinat, gradnjo kartografskih mrež, izračune itd. Razlika med polosema takega elipsoida je 21 km, velika os je 6378,160 km, mala os je 6356,777 km, ekscentričnost je 1/298,25 določiti eksperimentalno v naravi.

Tretji približek

Ker je tudi ekvatorialni prerez Zemlje elipsa z razliko v dolžinah polose 200 m in ekscentričnostjo 1/30000, je tretji model triosni elipsoid. IN geografske študije Ta model se skoraj nikoli ne uporablja, nakazuje le kompleksno notranjo strukturo planeta.

Četrti približek

Geoid je ekvipotencialna površina, ki sovpada s povprečno gladino Svetovnega oceana, je geometrično mesto točk v vesolju, ki imajo enak gravitacijski potencial. Takšna površina ima nepravilno kompleksno obliko, tj. ni letalo. Ravna površina na vsaki točki je pravokotna na navpično črto. Praktični pomen pomembnost tega modela pa je v tem, da je le s pomočjo navpične črte, libele, libele in drugih geodetskih instrumentov mogoče slediti legi ravnih površin, tj. v našem primeru geoid.

Ocean in kopno

Splošna značilnost zgradbe zemeljske površine je njena razdeljenost na celine in oceane. Večino Zemlje zavzema Svetovni ocean (361,1 milijona km² 70,8 %), kopnega 149,1 milijona km² (29,2 %) in tvori šest celin (Evrazija, Afrika, Severna Amerika, Južna Amerika, in Avstralija) in otoki. Nad gladino svetovnih oceanov se dviga v povprečju za 875 m (najvišja višina je 8848 m - gora Chomolungma), gore zavzemajo več kot 1/3 kopnega. Puščave pokrivajo približno 20% kopenske površine, gozdovi - približno 30%, ledeniki - več kot 10%. Višinska amplituda na planetu doseže 20 km. Povprečna globina svetovni ocean približno enak 3800 m ( največjo globino 11020 m - Marianski jarek (rov) v Tihem oceanu). Količina vode na planetu je 1370 milijonov km³, povprečna slanost je 35 ‰ (g/l).

Geološka zgradba

Geološka zgradba Zemlje

Notranje jedro naj bi imelo premer 2600 km in je sestavljeno iz čistega železa ali niklja, zunanje jedro je debelo 2250 km iz staljenega železa ali niklja, plašč, debel približno 2900 km, pa je sestavljen predvsem iz trde kamnine, ločene od skorja ob Mohorovičevem površju. Skorja in zgornji plašč tvorita 12 glavnih gibljivih blokov, od katerih nekateri podpirajo celine. Planote se neprestano premikajo počasi, to gibanje imenujemo tektonski drift.

Notranja struktura in sestava "trdne" Zemlje. 3. sestavljajo tri glavne geosfere: zemeljska skorja, plašč in jedro, ki pa je razdeljeno na več plasti. Snov teh geosfer se razlikuje po fizikalnih lastnostih, stanju in mineraloški sestavi. Glede na velikost hitrosti seizmičnih valov in naravo njihovih sprememb z globino je "trdna" Zemlja razdeljena na osem potresnih plasti: A, B, C, D ", D", E, F in G. V Poleg tega je na Zemlji posebej močna plast litosfera in naslednja, zmehčana plast - astenosfera ali zemeljska skorja, ima spremenljivo debelino (v celinskem območju - 33 km, v oceanskem območju - 6 km). km, v povprečju - 18 km).

Pod gorami se skorja zgosti, razpočne doline srednjeoceanski grebeni skoraj izginejo. Na spodnji meji zemeljske skorje, Mohorovičičevi površini, se hitrosti potresnih valov nenadoma povečajo, kar je povezano predvsem s spremembo materialne sestave z globino, prehodom od granitov in bazaltov do ultrabazičnih kamnin zgornjega plašča. Plasti B, C, D", D" so vključene v plašč. Plasti E, F in G tvorijo Zemljino jedro s polmerom 3486 km. Na meji z jedrom (Gutenbergova površina) hitrost vzdolžni valovi močno zmanjša za 30%, prečni valovi pa izginejo, kar pomeni, da je zunanje jedro (plast E, sega do globine 4980 km) tekoče Pod prehodno plastjo F (4980-5120 km) je trdno notranje jedro (. plast G), v kateri se ponovno širijo prečni valovi.

V trdni skorji prevladujejo naslednji kemični elementi: kisik (47,0%), silicij (29,0%), aluminij (8,05%), železo (4,65%), kalcij (2,96%), natrij (2,5%), magnezij (1,87%) ), kalij (2,5 %), titan (0,45 %), kar skupaj znaša 98,98 %. večina redki elementi: Po (približno 2,10 -14 %), Ra (2,10 -10 %), Re (7,10 -8 %), Au (4,3 10 -7 %), Bi (9 10 -7 %) itd. d.

Zaradi magmatskih, metamorfnih, tektonskih in sedimentacijskih procesov je zemeljska skorja močno diferencirana;

Zgornji plašč naj bi bil po sestavi podoben ultramafičnim kamninam, kjer prevladujejo O (42,5 %), Mg (25,9 %), Si (19,0 %) in Fe (9,85 %). V mineralnem smislu tu kraljuje olivin, piroksenov je manj. Spodnji plašč velja za analog kamnitih meteoritov (hondritov). Jedro 3. zemlje je podobno sestavljeno železovi meteoriti in vsebuje približno 80 % Fe, 9 % Ni, 0,6 % Co. Na podlagi modela meteorita je bila izračunana povprečna sestava Zemlje, v kateri prevladujejo Fe (35 %), A (30 %), Si (15 %) in Mg (13 %).

Temperatura je ena najpomembnejših značilnosti zemeljske notranjosti, ki nam omogoča razlago stanja snovi v različnih plasteh in ustvarjanje splošne slike globalnih procesov. Po meritvah v vodnjakih temperatura v prvih kilometrih narašča z globino z gradientom 20 °C/km. Na globini 100 km, kjer se nahajajo primarni viri vulkanov, je povprečna temperatura nekoliko nižja od tališča kamnin in je enaka 1100 ° C. Hkrati je pod oceani na globini 100- 200 km je temperatura za 100-200 ° C višja kot na celinah. Gostota snovi v plasti C pri 420 km ustreza tlaku 1,4 10 10 Pa in je identificirana s faznim prehodom v olivin, ki se pojavi pri temperaturi. približno 1600 °C. Na meji z jedrom pri tlaku 1,4 10 11 Pa in temperaturi Pri približno 4000 °C so silikati v trdnem stanju, železo pa v tekočem stanju. V prehodni plasti F, kjer se železo strdi, je lahko temperatura 5000 ° C, v središču zemlje - 5000-6000 ° C, tj. Primerna za temperaturo sonca.

Zemljina atmosfera

Zemljino ozračje, katerega skupna masa je 5,15 10 15 ton, je sestavljeno iz zraka – mešanice predvsem dušika (78,08 %) in kisika (20,95 %), 0,93 % argona, 0,03 % ogljikovega dioksida, ostalo je vodna para, kot tudi inertni in drugi plini. Najvišja površinska temperatura 57-58 °C (v tropskih puščavah Afrike in Severna Amerika), najmanj - približno -90 ° C (in osrednje regije Antarktika).

Zemljina atmosfera varuje vsa živa bitja pred škodljivimi vplivi kozmično sevanje.

Kemična sestava zemeljske atmosfere: 78,1% - dušik, 20 - kisik, 0,9 - argon, ostalo - ogljikov dioksid, vodna para, vodik, helij, neon.

Zemljina atmosfera vključuje :

• troposfera (do 15 km)
• stratosfera (15-100 km)
• ionosfera (100 - 500 km).

Vreme in podnebje

Spodnja plast ozračja se imenuje troposfera. V njem se dogajajo pojavi, ki določajo vreme. Zaradi neenakomernega segrevanja zemeljskega površja s sončnim sevanjem v troposferi nenehno krožijo velike mase zraka. Glavni zračni tokovi v Zemljinem ozračju so pasati v pasu do 30° ob ekvatorju in zahodni vetrovi zmernega pasu v pasu od 30° do 60°. Drugi dejavnik pri prenosu toplote je sistem oceanskih tokov.

Voda ima stalen cikel na površini zemlje. Izhlapevanje z vodne površine kopnega, ko ugodni pogoji vodna para se dvigne v ozračje, kar povzroči nastanek oblakov. Voda se vrača na zemeljsko površje v obliki padavin in skozi vse leto odteka v morja in oceane.

Količina sončne energije, ki jo prejme zemeljsko površje, se zmanjšuje z večanjem zemljepisne širine. Čim dlje od ekvatorja, tem manjši je vpadni kot sončne svetlobe na površje in daljša razdalja, ki jo mora žarek potovati skozi ozračje. Posledično se povprečna letna temperatura na morski gladini zniža za približno 0,4 °C na stopinjo zemljepisne širine. Površje Zemlje je razdeljeno na zemljepisne širine s približno enakim podnebjem: tropsko, subtropsko, zmerno in polarno. Razvrstitev podnebij je odvisna od temperature in padavin. Najbolj splošno priznana je Köppnova klasifikacija podnebja, ki razlikuje pet širokih skupin - vlažni tropiki, puščava, vlažne srednje zemljepisne širine, celinsko podnebje, hladno polarno podnebje. Vsaka od teh skupin je razdeljena na posebne skupine.

Vpliv človeka na zemeljsko atmosfero

Človekova dejavnost močno vpliva na Zemljino ozračje. Približno 300 milijonov avtomobilov letno v ozračje izpusti 400 milijonov ton ogljikovih oksidov, več kot 100 milijonov ton ogljikovih hidratov in več sto tisoč ton svinca. Močni povzročitelji emisij v ozračje: termoelektrarne, metalurška, kemična, petrokemična, celulozna in druge industrije, motorna vozila.

Sistematično vdihavanje onesnaženega zraka bistveno poslabša zdravje ljudi. Plinaste in prašne nečistoče lahko dajejo zraku neprijeten vonj, dražijo sluznico oči, zgornjih dihalni trakt in jih s tem zmanjšati zaščitne funkcije, povzročajo kronični bronhitis in pljučne bolezni. Številne študije so pokazale, da v ozadju patoloških nepravilnosti v telesu (bolezni pljuč, srca, jeter, ledvic in drugih organov) škodljivi učinki onesnaženost ozračja se pojavi močneje. Kisli dež je postal pomemben okoljski problem. Vsako leto pri zgorevanju goriva v ozračje vstopi do 15 milijonov ton žveplovega dioksida, ki v kombinaciji z vodo tvori šibko raztopino žveplove kisline, ki pade na tla skupaj z dežjem. Kisel dež negativno vpliva na ljudi, pridelke, zgradbe itd.

Onesnaženost zunanjega zraka lahko posredno vpliva tudi na zdravje in sanitarne življenjske razmere ljudi.

Kopičenje ogljikovega dioksida v ozračju lahko povzroči segrevanje podnebja zaradi učinka tople grede. Njegovo bistvo je, da bo plast ogljikovega dioksida, ki prosto prenaša sončno sevanje na Zemljo, zakasnila vrnitev v zgornjo atmosfero. toplotno sevanje. V zvezi s tem se bo temperatura v nižjih plasteh ozračja povečala, kar bo posledično povzročilo taljenje ledenikov, snega, dvig gladine oceanov in morij ter poplavljanje pomembnega dela kopnega.

Zgodba

Zemlja je nastala pred približno 4540 milijoni let iz protoplanetarnega oblaka v obliki diska skupaj z drugimi planeti sončnega sistema. Nastanek Zemlje kot posledica akrecije je trajal 10-20 milijonov let. Sprva je bila Zemlja popolnoma staljena, vendar se je postopoma ohladila in na njeni površini je nastala tanka trdna lupina - zemeljska skorja.

Kmalu po nastanku Zemlje, pred približno 4530 milijoni let, je nastala Luna. Sodobna teorija nastanek enega samega naravnega satelita Zemlje trdi, da se je to zgodilo zaradi trka z masivnim nebesnim telesom, ki se imenuje Theia.
Zemljina primarna atmosfera je nastala kot posledica razplinjevanja kamnin in vulkanska aktivnost. Voda, kondenzirana iz ozračja, je oblikovala Svetovni ocean. Kljub temu, da je Sonce takrat sijalo 70% šibkeje kot zdaj, geološki podatki kažejo, da ocean ni zmrznil, kar je lahko posledica Učinek tople grede. Pred približno 3,5 milijarde let se je oblikovalo Zemljino magnetno polje, ki je ščitilo njeno atmosfero pred sončnim vetrom.

Izobraževanje o Zemlji in Prva stopnja njen razvoj (traja približno 1,2 milijarde let) spada v predgeološko zgodovino. Absolutna starost Najstarejše kamnine so stare več kot 3,5 milijarde let in od tega trenutka se začne geološka zgodovina Zemlje, ki je razdeljena na dve neenaki stopnji: predkambrij, ki zavzema približno 5/6 celotne geološke kronologije (približno 3 milijarde leta) in fanerozoika, ki zajema zadnjih 570 milijonov let. Pred približno 3-3,5 milijardami let je kot posledica naravnega razvoja snovi na Zemlji nastalo življenje, začel se je razvoj biosfere - celote vseh živih organizmov (tako imenovana živa snov Zemlje), ki bistveno vplival na razvoj atmosfere, hidrosfere in geosfere (vsaj v delih sedimentne lupine). Zaradi kisikove katastrofe je delovanje živih organizmov spremenilo sestavo zemeljske atmosfere in jo obogatilo s kisikom, kar je ustvarilo možnost za razvoj aerobnih živih bitij.

Nov dejavnik, ki ima močan vpliv na biosfero in celo geosfero, je dejavnost človeštva, ki se je na Zemlji pojavilo po pojavu človeka kot rezultat evolucije pred manj kot 3 milijoni let (enotnost glede datiranja ni bila dosežena in nekateri raziskovalci verjamejo - pred 7 milijoni let). V skladu s tem se v procesu razvoja biosfere razlikujejo formacije in nadaljnji razvoj noosfere - lupine Zemlje, na kateri velik vpliv izvaja človeško dejavnost.

Visoka stopnja rasti svetovnega prebivalstva (leta 1000 je bilo svetovno prebivalstvo 275 milijonov, leta 1900 1,6 milijarde in leta 2009 približno 6,7 milijarde) in vse večji vpliv človeške družbe na naravno okolje pojavile težave racionalno uporabo vsi naravni viri in ohranjanje narave.

Notranja zgradba Zemlje

Trenutno velika večina geologov, geokemikov, geofizikov in planetarnih znanstvenikov priznava, da ima Zemlja pogojno sferično strukturo z nejasnimi mejami (ali prehodi), krogle pa so pogojno mozaične bloke. Glavne sfere so zemeljska skorja, troslojni plašč in dvoslojno jedro Zemlje.

Zemljina skorja

Zemljina skorja sestavlja najbolj oddaljeno plast trdne Zemlje. Njegova debelina sega od 0 na nekaterih območjih srednjeoceanskih grebenov in oceanskih prelomov do 70–75 km pod gorske strukture Andi, Himalaja in Tibet. Zemeljska skorja ima lateralna heterogenost , tj. Sestava in zgradba zemeljske skorje se razlikujeta pod oceani in celinami. Na podlagi tega ločimo dve glavni vrsti skorje - oceansko in celinsko ter eno vrsto vmesne skorje.

● Oceanska skorja zavzema približno 56% zemeljske površine. Njegova debelina običajno ne presega 5-6 km in je največja ob vznožju celin. V njegovi strukturi so tri plasti.

Prva plast ki ga predstavljajo sedimentne kamnine. To so predvsem glinasti, silikatni in karbonatni globokomorski pelagični sedimenti, karbonati iz določene globine pa zaradi raztapljanja izginejo. Bližje celini se pojavi primes klastičnega materiala, ki se prenaša s kopnega (kontinenta). Debelina sedimentov se spreminja od nič v območjih širjenja do 10-15 km v bližini celinskega vznožja (v perioceanskih koritih).

Drugi sloj oceanska skorja na vrhu(2A) je sestavljen iz bazaltov z redkimi in tankimi plastmi pelagičnih sedimentov. Bazalti pogosto kažejo blazinaste lave (vzglavne lave), vendar so opaženi tudi pokrovi masivnih bazaltov. V spodnjem delu V drugi plasti (2B) so v bazaltih razviti vzporedni doleritni dajki. Skupna debelina druge plasti je približno 1,5-2 km. Struktura prve in druge plasti oceanske skorje je bila dobro raziskana s pomočjo potopov, poglabljanja in vrtanja.

Tretji sloj Oceansko skorjo sestavljajo holokristalne magmatske kamnine bazične in ultramafične sestave. V zgornjem delu so razvite kamnine tipa gabro, spodnji del pa je sestavljen iz »trakastega kompleksa«, ki ga sestavljajo izmenjujoče se gabro in ultramafiti. Debelina 3. plasti je približno 5 km. Raziskali so ga s podatki o poglabljanju in opazovanjih iz podvodnih vozil.

Starost oceanske skorje ne presega 180 milijonov let.

Pri preučevanju prepognjenih pasov celin so v njih identificirali fragmente združenj kamnin, podobnih oceanskim. G. Shteiman je v začetku 20. stoletja predlagal, da jih pokličejo ofiolitnih kompleksov(oz ofioliti) in upoštevajte "triado" kamnin, ki jo sestavljajo serpentenizirane ultramafične kamnine, gabri, bazalti in radiolariti, kot relikte oceanske skorje. Potrditev tega je bila prejeta šele v 60. letih 20. stoletja, po objavi članka o tej temi A.V. Peive.

● Celinska skorja porazdeljena ne samo znotraj celin, temveč tudi znotraj območij obrobij celin in mikrokontinentov, ki se nahajajo znotraj oceanskih bazenov. celotna površina predstavlja približno 41 % zemeljske površine. Povprečna debelina je 35-40 km. Na celinskih ščitih in ploščadih se giblje od 25 do 65 km, pod gorskimi strukturami pa doseže 70-75 km.

Celinska skorja ima trislojno strukturo:

Prva plast– sedimentni, običajno imenovan sedimentni pokrov. Njegova debelina se giblje od nič na ščitih, kletnih vzpetinah in v aksialnih conah nagubanih struktur do 10-20 km v eksogonalnih depresijah ploščadi, prednih grebenov in medgorskih korit. Sestavljen je predvsem iz sedimentnih kamnin celinskega ali plitkomorskega, redkeje batijskega (v globokomorskih depresijah) izvora. V tej sedimentni plasti so možni pokrovi in ​​trdnosti magmatskih kamnin, ki tvorijo polja past (trap formacije). Starost sedimentnih pokrovnih kamnin je od kenozoika do 1,7 milijarde let. Hitrost vzdolžnih valov je 2,0-5,0 km/s.

Drugi sloj celinska skorja ali zgornja plast konsolidirane skorje izstopa na površje na ščitih, masivih ali izboklinah ploščadi in v osnih delih nagubanih struktur. Odkrili so ga na baltskem (fenoskandijskem) ščitu do globine več kot 12 km Kole. ultra globok vodnjak in na manjšo globino na Švedskem, na ruski plošči v vodnjaku Saatli Ural, na plošči v ZDA, v rudnikih v Indiji in Južna Afrika. Sestavljajo ga kristalasti skrilavci, gnajsi, amfiboliti, graniti in granitni gnajsi ter se imenujejo granitni gnajsi oz. granitno-metamorfni plast. Debelina te plasti skorje doseže 15-20 km na ploščadih in 25-30 km v gorskih strukturah. Hitrost vzdolžnih valov je 5,5-6,5 km/s.

Tretji sloj ali je bila spodnja plast konsolidirane skorje izolirana kot granulit-mafic plast. Prej se je domnevalo, da obstaja jasna seizmična meja med drugo in tretjo plastjo, poimenovano po odkritelju Conradova meja (K) . Kasneje med potresnimi študijami so začeli ugotavljati tudi do 2-3 meje TO . Poleg tega podatki o vrtanju iz Kola SG-3 niso potrdili razlike v sestavi kamnin ob prehodu Konradove meje. Zato trenutno večina geologov in geofizikov razlikuje med zgornjo in spodnjo skorjo glede na različne reološke lastnosti: zgornja skorja je bolj toga in krhka, spodnja skorja pa je bolj plastična. Vendar pa je glede na sestavo ksenolitov iz eksplozijskih cevi mogoče domnevati, da "granulitno-mafična" plast vsebuje felzične in mafične granulite ter mafične kamnine. Na številnih potresnih profilih je za spodnjo skorjo značilna prisotnost številnih reflektorjev, kar verjetno lahko štejemo tudi za prisotnost plastnatih magmatskih kamnin (nekaj podobnega trapnim poljem). Hitrost vzdolžnih valov v spodnji skorji je 6,4-7,7 km/s.

● Prehodno lubje je vrsta skorje med dvema skrajnima tipoma zemeljske skorje (oceanska in celinska) in je lahko dveh vrst – suboceanska in subkontinentalna. Suboceanska skorja se je razvila vzdolž celinskih pobočij in vznožja in verjetno leži pod dno bazenov ne zelo globokih in širokih obrobnih in notranjih morij. Njegova debelina ne presega 15-20 km. Predrejo ga nasipi in sile bazičnih magmatskih kamnin. Podoceansko skorjo je razkril vodnjak na vhodu v Mehiški zaliv in goli na obali Rdečega morja. Subkontinentalna skorja nastane, ko se oceanska skorja v enzimatskih vulkanskih lokih spremeni v celinsko skorjo, vendar še ni dosegla "zrelosti". Ima zmanjšano (manj kot 25 km) moč in nižjo stopnjo konsolidacije. Hitrost vzdolžnih valov v skorji prehodnega tipa ni večja od 5,0-5,5 km/s.

● Mohorovičičeva sestava površja in plašča. Meja med skorjo in plaščem je precej jasno določena z ostrim skokom hitrosti longitudinalnih valov od 7,5-7,7 do 7,9-8,2 km/s in je znana kot Mohorovičićeva površina (Moho ali M) po hrvaškem geofiziku ki ga je identificiral.

V oceanih ustreza meji med trakastim kompleksom 3. plasti in serpentiniziranimi mafično-ultrabazitnimi kamninami. Na celinah se nahaja na globini 25-65 km in do 75 km v zloženih območjih. V številnih strukturah se razlikujejo do tri površine Moho, razdalje med katerimi lahko dosežejo več kilometrov.

Na podlagi rezultatov proučevanja ksenolitov iz lav in kimberlitov iz eksplozivnih cevi se domneva, da so pod celinami v zgornjem plašču poleg peridotitov prisotni tudi eklogiti (kot relikti oceanske skorje, ki je končala v plašču med proces subdukcije?).

Zgornji del plašča je "izčrpan" ("izčrpan") plašč. Osiromašen je s kremenom, alkalijami, uranom, torijem, redke zemlje in drugi nekoherentni elementi zaradi taljenja bazaltnih kamnin zemeljske skorje iz njega. Pokriva skoraj ves njen litosferski del. Globlje v sebi ga nadomesti »neizčrpan« plašč. Povprečna primarna sestava plašča je blizu spinel lherzolitu ali hipotetični mešanici peridotita in bazalta v razmerju 3:1, ki jo je poimenoval A.E. Ringwood pirolit.

Golitsinova plast oz srednji plašč(mezosfera) – prehodno območje med zgornjim in spodnjim plaščem. Razteza se od globine 410 km, kjer opazimo močno povečanje hitrosti vzdolžnih valov, do globine 670 km. Povečanje hitrosti je razloženo s povečanjem gostote materiala plašča za približno 10 % zaradi prehoda mineralnih vrst v druge vrste z gostejšim pakiranjem: na primer olivina v wadsleyite in nato wadsleyita v ringwoodit z struktura spinela; piroksen v granat.

Spodnji plašč se začne iz globine okoli 670 km in sega do globine 2900 km s plastjo D na dnu (2650-2900 km), torej do jedra Zemlje. Na podlagi eksperimentalnih podatkov se domneva, da naj bi bil sestavljen predvsem iz perovskita (MgSiO 3) in magnezijevestita (Fe,Mg)O - produktov nadaljnjih sprememb v substanci spodnjega plašča s splošnim povečanjem razmerja Fe/Mg. .

Najnovejši podatki seizmične tomografije so razkrili znatno nehomogenost plašča, pa tudi prisotnost več seizmične meje ( globalni ravni– 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km in srednje – 100, 300, 1000, 2000 km), ki jih določajo meje mineralnih transformacij v plašču (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005 itd.). .).

Po mnenju D.Yu. Pushcharovsky (2005) predstavlja strukturo plašča nekoliko drugače kot zgornji podatki po tradicionalnem modelu (Khain, Lomise, 1995):

Zgornji plašč sestoji iz dveh delov: zgornji del do 410 km, spodnji del 410-850 km. Med zgornjim in srednjim plaščem je identificiran odsek I - 850-900 km.

Srednji plašč: 900-1700 km. Odsek II – 1700-2200 km.

Spodnji plašč: 2200-2900 km.

● Zemljino jedro po seizmologiji je sestavljen iz zunanjega tekočega dela (2900-5146 km) in notranjega trdnega dela (5146-6371 km). Sestava jedra je po mnenju večine železa s primesjo niklja, žvepla ali kisika ali silicija. Konvekcija v zunanjem jedru ustvarja glavno zemeljsko magnetno polje. Predpostavlja se, da je na meji med jedrom in spodnjim plaščem perjanice , ki se nato dvignejo navzgor v obliki toka energije ali visokoenergijske snovi in ​​tvorijo magmatske kamnine v zemeljski skorji ali na njenem površju.

Plašč perjanica – ozek, navzgor usmerjen tok trdnega materiala plašča s premerom približno 100 km, ki izvira iz vroče mejne plasti z nizko gostoto, ki se nahaja bodisi nad seizmično mejo na globini 660 km bodisi blizu meje jedro-plašč na globina 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Po mnenju A.F. Grachev (2000) je plaščni oblak manifestacija magmatske aktivnosti znotraj plošče, ki jo povzročajo procesi v spodnjem plašču, katerega izvor se lahko nahaja na kateri koli globini spodnjega plašča, vse do meje med jedrom in plaščem (plast "D" «). (Za razliko od vroča točka, kjer je manifestacija magmatske aktivnosti znotraj plošče povzročena s procesi v zgornjem plašču.) Plaščni oblaki so značilni za divergentne geodinamične režime. Po mnenju J. Morgana (1971) se procesi oblakov začnejo pod celinami v začetni fazi riftinga. Manifestacija plaščnega oblaka je povezana z nastankom velikih obokanih vzpetin (do 2000 km v premeru), v katerih se pojavljajo intenzivni razpokani izbruhi bazaltov tipa Fe-Ti s komatiitno tendenco, zmerno obogateni z lahkimi redkozemeljskimi elementi, s kislimi diferenciati, ki ne predstavljajo več kot 5% celotne prostornine lave. Izotopska razmerja 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0,7042-0,7052. Plaščni oblak je povezan z nastankom debelih (od 3-5 km do 15-18 km) plasti lave arhejskih zelenih kamnitih pasov in kasnejših riftnih struktur.

V severovzhodnem delu baltskega ščita in zlasti na polotoku Kola se domneva, da so plaščni oblaki povzročili nastanek poznoarhejskih toleitsko-bazaltnih in komatiitnih vulkanitov zelenih kamnitih pasov, poznoarhejski alkalni granit in anortozitni magmatizem, kompleks Zgodnjeproterozojske plastnate intruzije in paleozojske alkalno-ultrabazične intruzije (Mi Trofanov , 2003).

Tektonika oblakov – tektonika plaščnega oblaka, povezana s tektoniko plošč. Ta povezava se izraža v dejstvu, da subducirana hladna litosfera potone na mejo zgornjega in spodnjega plašča (670 km), se tam kopiči, delno potisne navzdol in nato po 300-400 milijonih let prodre v spodnji plašč in doseže svoj meja z jedrom (2900 km). To povzroči spremembo narave konvekcije v zunanjem jedru in njegovo interakcijo z notranjim jedrom (meja med njima na globini približno 4200 km) in, da bi nadomestili dotok materiala od zgoraj, nastanek naraščajoči superplumi na meji jedro/plašč. Slednji se dvignejo do dna litosfere, delno doživijo zamudo na meji spodnjega in zgornjega plašča, v tektonosferi pa se razdelijo na manjše oblake, s katerimi je povezan intraplate magmatizem. Očitno spodbujajo konvekcijo v astenosferi, ki je odgovorna za gibanje litosferske plošče. Japonski avtorji procese, ki se dogajajo v jedru, v nasprotju s tektoniko plošč in oblakov, označujejo kot rastno tektoniko, kar pomeni rast notranjega, čisto železo-nikljevega jedra na račun zunanjega jedra, napolnjenega s silikatnim materialom skorja-plašč.

Pojav plaščnih oblakov, ki vodijo do oblikovanja velikih provinc planotskih bazaltov, je pred razpokami v celinski litosferi. Nadaljnji razvoj lahko poteka vzdolž celotnega evolucijskega niza, vključno z oblikovanjem trojnih stičišč celinskih razpok, kasnejšim tanjšanjem, pretrganjem celinske skorje in začetkom širjenja. Vendar pa razvoj enega samega oblaka ne more povzročiti pretrganja celinske skorje. Do preloma pride v primeru vzpostavitve sistema perjanic na celini, nato pa pride do cepitvenega procesa po principu napredujoče razpoke od enega perjanca do drugega.

Litosfera in astenosfera

Litosfera sestoji iz zemeljske skorje in dela zgornjega plašča. Ta koncept je povsem reološki, v nasprotju s skorjo in plaščem. Je bolj toga in krhka od bolj oslabljene in plastične podzemne lupine plašča, ki je bila opredeljena kot astenosfera. Debelina litosfere se giblje od 3-4 km v aksialnih delih srednjeoceanskih grebenov do 80-100 km na obrobju oceanov in 150-200 km ali več (do 400 km?) pod ščiti starodavnih platforme. Globoke meje (150-200 km ali več) med litosfero in astenosfero so določene iz z veliko težavo ali pa jih sploh ne zaznamo, kar je verjetno posledica visokega izostatičnega ravnotežja in zmanjšanja kontrasta med litosfero in astenosfero v mejnem pasu, ki ga povzroča visok geotermalni gradient, zmanjšanje količine taline v astenosferi, itd.

Tektonosfera

Viri tektonskih premikov in deformacije ne ležijo v sami litosferi, temveč v globljih ravneh Zemlje. Vključujejo celoten plašč do mejne plasti s tekočim jedrom. Ker se viri gibanj pojavljajo tudi v bolj plastični plasti zgornjega plašča, ki leži neposredno pod litosfero - astenosfera, litosfera in astenosfera so pogosto združeni v en koncept - tektonosfera kot območja manifestacije tektonskih procesov. V geološkem smislu (po materialna sestava) tektonosfera je razdeljena na zemeljsko skorjo in zgornji plašč do globine približno 400 km, v reološkem smislu pa na litosfero in astenosfero. Meje med temi enotami praviloma ne sovpadajo in litosfera običajno poleg skorje vključuje tudi del zgornjega plašča.

Najnovejši materiali

• Osnovni principi statične deformacije tal

  V zadnjih 15...20 letih, kot posledica številnih eksperimentalne raziskave Z uporabo zgoraj obravnavanih testnih shem smo pridobili obsežne podatke o obnašanju tal v kompleksnih stresnih pogojih. Ker trenutno...

• Elastoplastična deformacija medija in obremenilne površine

  Deformacije elastoplastičnih materialov, vključno z zemljinami, so sestavljene iz elastičnih (reverzibilnih) in preostalih (plastičnih). Sestaviti največ splošne ideje o obnašanju tal pri poljubni obremenitvi je treba posebej proučiti vzorce ...

• Opis shem in rezultatov preizkusov tal z uporabo invariant napetostnih in deformacijskih stanj

  Pri preučevanju tal, pa tudi konstrukcijskih materialov, je v teoriji plastičnosti običajno razlikovati med obremenitvijo in razbremenitvijo. Obremenitev je proces, pri katerem pride do povečanja plastičnih (preostalih) deformacij, in proces, ki ga spremlja sprememba (zmanjšanje) ...

• Invariante napetih in deformiranih stanj talnega okolja

  Uporaba invariant napetostnih in deformacijskih stanj v mehaniki tal se je začela s pojavom in razvojem študij tal v napravah, ki omogočajo bi- in triosno deformacijo vzorcev v pogojih kompleksnega napetostnega stanja...

• O koeficientih stabilnosti in primerjava z eksperimentalnimi rezultati

  Ker se pri vseh problemih, obravnavanih v tem poglavju, šteje, da so tla v mejno napetostnem stanju, vsi rezultati izračuna ustrezajo primeru, ko je varnostni faktor k3 = 1. Za...

• Pritisk tal na konstrukcije

  Metode teorije mejnega ravnovesja so še posebej učinkovite pri problemih določanja pritiska tal na konstrukcije, zlasti na podporne zidove. V tem primeru se običajno predpostavlja, da je obremenitev na površini tal dana, na primer normalni tlak p(x) in ...

• Nosilnost temeljev

  Najbolj značilen problem mejnega ravnovesja talnega okolja je določitev nosilnosti temeljev pod vplivom normalnih ali nagnjenih obremenitev. Na primer, v primeru navpičnih obremenitev temeljev se problem zmanjša na ...

• Postopek dvigovanja konstrukcij s temeljev

  Naloga ocenjevanja pogojev ločitve in določanja potrebne sile za to se pojavi pri dvigovanju ladij, izračunu zadrževalne sile "mrtvih" sider, odstranjevanju opornikov gravitacijskega vrtanja na morju s tal pri njihovem preurejanju in ...

• Rešitve problemov ravninske in prostorske konsolidacije ter njihove aplikacije

  Rešitve so pavšalne in še bolj prostorske težave konsolidacije v obliki preprostih odvisnosti, tabel ali grafov je zelo omejeno število. Obstajajo rešitve za primer delovanja koncentrirane sile na površino dvofazne zemlje (B...

Metode za preučevanje notranje strukture in sestave Zemlje lahko razdelimo v dve glavni skupini: geološke metode in geofizikalne metode. Geološke metode temeljijo na rezultatih neposrednega preučevanja kamninskih plasti v izdanih, rudniških izkopavanjih (rudniki, kanali itd.) in vodnjakih. Hkrati imajo raziskovalci na voljo celoten arzenal metod za preučevanje strukture in sestave, kar določa visoko stopnjo podrobnosti dobljenih rezultatov. Hkrati so zmožnosti teh metod pri preučevanju globin planeta zelo omejene - najgloblja vrtina na svetu ima globino le -12262 m (Kola Superdeep v Rusiji), še manjše globine se dosežejo pri vrtanju oceansko dno (približno -1500 m, vrtanje s krova ameriške raziskovalne ladje Glomar Challenger). Tako so za neposredno preučevanje na voljo globine, ki ne presegajo 0,19 % polmera planeta.

Informacije o globinski strukturi temeljijo na analizi pridobljenih posrednih podatkov geofizikalne metode, predvsem vzorce sprememb z globino različnih fizikalnih parametrov (električna prevodnost, mehanski faktor kakovosti itd.), izmerjenih med geofizikalnimi raziskavami. Razvoj modelov notranje strukture Zemlje temelji predvsem na rezultatih seizmičnih raziskav, ki temeljijo na podatkih o vzorcih širjenja potresnih valov. Na izvoru potresov in močne eksplozije Nastanejo potresni valovi – elastične vibracije. Ti valovi so razdeljeni na volumske valove - širijo se v črevesju planeta in jih "prosojijo" kot rentgenski žarki, in površinske valove - širijo se vzporedno s površino in "sondirajo" zgornje plasti planeta do globine desetin do globine. na stotine kilometrov.
Telesni valovi pa so razdeljeni na dve vrsti - vzdolžni in prečni. Longitudinalne valove, ki imajo veliko hitrost širjenja, prvi zapišejo seizmični sprejemniki, imenujemo jih primarni ali P-valovi ( iz angleščine primarni - primarni), počasnejše transverzalne valove imenujemo S-valovi ( iz angleščine sekundarni - sekundarni). Prečni valovi, kot je znano, imajo pomembno lastnost - širijo se le v trdnem mediju.

Na mejah medijev z različnimi lastnostmi pride do loma valov in na mejah nenadne spremembe lastnosti, poleg lomljenih nastajajo odbita in izmenjana valovanja. Strižni valovi imajo lahko pomik pravokoten na vpadno ravnino (SH valovi) ali pomik, ki leži v vpadni ravnini (SV valovi). Pri prehodu meja medijev z različnimi lastnostmi doživijo valovi SH normalno lom, valovi SV pa poleg lomljenih in odbitih valov SV vzbujajo valove P. Tako nastane kompleksen sistem seizmičnih valov, ki "pregledajo" črevesje planeta.

Z analizo vzorcev širjenja valov je mogoče prepoznati nehomogenosti v črevesju planeta - če se na določeni globini zabeleži nenadna sprememba hitrosti širjenja potresnih valov, njihovega loma in odboja, lahko sklepamo, da pri ta globina je meja notranjih lupin Zemlje, ki se razlikujejo po svojih fizikalnih lastnostih.

Preučevanje poti in hitrosti širjenja seizmičnih valov v črevesju Zemlje je omogočilo razvoj seizmičnega modela njene notranje strukture.

Seizmični valovi, ki se širijo od vira potresa globoko v Zemljo, doživljajo najpomembnejše nenadne spremembe hitrosti, se lomijo in odbijajo na seizmičnih odsekih, ki se nahajajo v globinah. 33 km in 2900 km od površine (glej sliko). Te ostre seizmične meje omogočajo razdelitev notranjosti planeta na 3 glavne notranje geosfere – zemeljsko skorjo, plašč in jedro.

Zemeljsko skorjo loči od plašča ostra potresna meja, na kateri se hitrost tako vzdolžnih kot prečnih valov nenadoma poveča. Tako se hitrost strižnih valov močno poveča od 6,7-7,6 km/s v spodnjem delu skorje do 7,9-8,2 km/s v plašču. To mejo je leta 1909 odkril jugoslovanski seizmolog Mohorovičić in jo pozneje poimenovali Mohorovičičeva meja(pogosto na kratko imenovana Mohojeva meja ali M meja). Povprečna globina meje je 33 km (opozoriti je treba, da je to zelo približna vrednost zaradi različnih debelin v različnih geološke strukture); istočasno lahko pod celinami globina odseka Mohorovichichi doseže 75-80 km (kar je zabeleženo pod mladimi gorskimi strukturami - Andi, Pamir), pod oceani se zmanjša in doseže najmanjšo debelino 3-4 km.

V globini je zabeležena še ostrejša seizmična meja, ki ločuje plašč in jedro 2900 km. Na tem potresnem odseku Hitrost P-vala nenadoma pade s 13,6 km/s na dnu plašča na 8,1 km/s na jedru; S-valovi - od 7,3 km/s do 0. Izginotje prečnih valov kaže, da ima zunanji del jedra lastnosti tekočine. Seizmično mejo, ki ločuje jedro in plašč, je leta 1914 odkril nemški seizmolog Gutenberg in se pogosto imenuje Gutenbergova meja, čeprav to ime ni uradno.

Ostre spremembe v hitrosti in naravi prehoda valov so zabeležene na globinah 670 km in 5150 km. Meja 670 km deli plašč na zgornji plašč (33-670 km) in spodnji plašč (670-2900 km). Meja 5150 km deli jedro na zunanjo tekočino (2900-5150 km) in notranjo trdno snov (5150-6371 km).

Precejšnje spremembe opažamo tudi na potresnem delu 410 km, ki deli zgornji plašč na dve plasti.

Pridobljeni podatki o globalnih seizmičnih mejah so podlaga za obravnavo sodobnega seizmičnega modela globinske zgradbe Zemlje.

Zunanja lupina trdne Zemlje je Zemljina skorja, omejena z Mohorovičičevo mejo. To je relativno tanka lupina, katere debelina sega od 4-5 km pod oceani do 75-80 km pod celinskimi gorskimi strukturami. Zgornja skorja je jasno vidna v sestavi osrednje skorje. sedimentna plast, sestavljen iz nemetamorfoziranih sedimentnih kamnin, med katerimi so lahko prisotni vulkani, in pod njim konsolidirano, oz kristalni,lubje, ki ga tvorijo metamorfizirane in magmatske intruzivne kamnine, obstajata dve glavni vrsti zemeljske skorje - celinska in oceanska, ki se bistveno razlikujeta po strukturi, sestavi, izvoru in starosti.

Celinska skorja Leži pod celinami in njihovimi podvodnimi robovi, ima debelino od 35-45 km do 55-80 km, v njegovem delu se razlikujejo 3 plasti. Zgornja plast je običajno sestavljena iz sedimentnih kamnin, vključno z majhna količinašibko metamorfizirane in magmatske kamnine. Ta plast se imenuje sedimentna. Geofizično so zanj značilne nizke hitrosti P-valov v območju 2-5 km/s. Povprečna debelina sedimentne plasti je približno 2,5 km.
Spodaj je zgornja skorja (granit-gnajs ali »granitna« plast), sestavljena iz magmatskih in metamorfnih kamnin, bogatih s kremenom (v povprečju po kemični sestavi ustreza granodioritu). Hitrost P-valov v tej plasti je 5,9-6,5 km/s. V bazi zgornja skorja izstopa seizmični Conradov odsek, ki odraža povečanje hitrosti potresnih valov med prehodom v nižjo skorjo. Toda ta odsek ni zabeležen povsod: v celinski skorji je pogosto zabeleženo postopno povečanje hitrosti valov z globino.
Bolj se razlikuje spodnja skorja (granulit-mafična plast). visoka hitrost valov (6,7-7,5 km/s za P-valove), kar je posledica sprememb v sestavi kamnin pri prehodu iz zgornjega plašča. Po najbolj sprejetem modelu njegova sestava ustreza granulitu.

Pri nastajanju celinske skorje sodelujejo kamnine različnih geoloških starosti, vse do najstarejših, starih okoli 4 milijarde let.

Oceanska skorja ima relativno majhno debelino, v povprečju 6-7 km. V njegovem prerezu lahko v najsplošnejši obliki ločimo dve plasti. Zgornja plast je sedimentna, za katero je značilna majhna debelina (v povprečju približno 0,4 km) in nizka hitrost P-valov (1,6-2,5 km/s). Spodnja plast je "bazaltna" - sestavljena iz osnovnih magmatskih kamnin (na vrhu - bazalti, spodaj - bazične in ultrabazične intruzivne kamnine). Hitrost vzdolžnih valov v "bazaltnem" sloju se poveča od 3,4-6,2 km / s v bazaltih do 7-7,7 km / s v najnižjih horizontih skorje.

Starost najstarejših kamnin sodobne oceanske skorje je približno 160 milijonov let.

Plašč Po prostornini in masi je največja notranja lupina Zemlje, ki jo zgoraj omejuje meja Moho, spodaj pa Gutenbergova meja. Sestavljen je iz zgornjega in spodnjega plašča, ki ju ločuje meja 670 km.

Glede na geofizikalne značilnosti delimo zgornjo manijo na dve plasti. Zgornji sloj - podkorjastega plašča- sega od meje Moho do globine 50-80 km pod oceani in 200-300 km pod celinami in je značilno gladko povečanje hitrosti vzdolžnih in prečnih seizmičnih valov, kar je razloženo s stiskanjem kamnin. zaradi litostatskega tlaka prekrivajočih plasti. Pod podkorjastim plaščem do globalne meje 410 km je plast nizkih hitrosti. Kot pove že ime plasti, so hitrosti potresnih valov v njej manjše kot v podkornem plašču. Poleg tega so na nekaterih območjih leče, ki sploh ne prenašajo S-valov, kar daje razlog za trditev, da je material plašča na teh območjih v delno staljenem stanju. Ta plast se imenuje astenosfera ( iz grščine "asthenes" - šibek in "sphair" - krogla); izraz je leta 1914 uvedel ameriški geolog J. Burrell, v angleški literaturi pogosto imenovan LVZ - Območje nizke hitrosti. torej astenosfera- To je plast v zgornjem plašču (nahaja se na globini približno 100 km pod oceani in približno 200 km ali več pod celinami), identificirana na podlagi zmanjšanja hitrosti seizmičnih valov in ima zmanjšano moč in viskoznost. Površina astenosfere je dobro ugotovljena z močnim zmanjšanjem upornosti (na vrednosti približno 100 Ohm . m).

Prisotnost plastične astenosferne plasti, ki se razlikuje po mehanske lastnosti iz trdnih prekrivnih slojev, zagotavlja osnovo za poudarjanje litosfera- trdna lupina Zemlje, vključno s zemeljsko skorjo in podkorjastim plaščem, ki se nahaja nad astenosfero. Debelina litosfere se giblje od 50 do 300 km. Treba je opozoriti, da litosfera ni monolitna kamnita lupina planeta, ampak je razdeljena na ločene plošče, ki se nenehno premikajo vzdolž plastične astenosfere. Žarišča potresov in sodobnega vulkanizma so omejena na meje litosferskih plošč.

Pod odsekom 410 km se P- in S-valovi širijo povsod v zgornjem plašču, njihova hitrost pa relativno monotono narašča z globino.

IN spodnji plašč, ločena z ostro globalno mejo 670 km, se hitrost P- in S-valov monotono, brez nenadnih sprememb, poveča na 13,6 oziroma 7,3 km/s do Gutenbergovega odseka.

V zunanjem jedru se hitrost valov P močno zmanjša na 8 km/s, valovi S pa popolnoma izginejo. Izginotje transverzalnih valov nakazuje, da je zunanje jedro Zemlje v tekočem stanju. Pod odsekom 5150 km je notranje jedro, v katerem se hitrost valov P poveča in valovi S začnejo ponovno propagirati, kar kaže na njegovo trdno stanje.

Temeljni zaključek iz zgoraj opisanega modela hitrosti Zemlje je, da je naš planet sestavljen iz niza koncentričnih lupin, ki predstavljajo železno jedro, silikatni plašč in aluminosilikatno skorjo.

Geofizične značilnosti Zemlje

Porazdelitev mase med notranjimi geosferami

Glavnina Zemljine mase (približno 68 %) odpade na relativno lahek, a velik plašč, s približno 50 % v spodnjem plašču in približno 18 % v zgornjem. Preostalih 32 % celotne mase Zemlje izvira predvsem iz jedra, pri čemer je njegov tekoči zunanji del (29 % celotne mase Zemlje) veliko težji od trdnega notranjega dela (približno 2 %). Le manj kot 1% celotne mase planeta ostane na skorji.

Gostota

Gostota lupin naravno narašča proti središču Zemlje (glej sliko). Povprečna gostota lubja je 2,67 g/cm3; na meji Moho se nenadoma poveča z 2,9-3,0 na 3,1-3,5 g/cm 3 . V plašču se gostota postopoma povečuje zaradi stiskanja silikatnega materiala in fazni prehodi(perestrojka kristalna struktura snovi med »prilagajanjem« na naraščajoči pritisk) od 3,3 g/cm 3 v podkorju do 5,5 g/cm 3 v spodnjih delih spodnjega plašča. Na Gutenbergovi meji (2900 km) se gostota skoraj nenadoma podvoji - do 10 g/cm 3 v zunanjem jedru. Na meji notranjega in zunanjega jedra (5150 km) se zgodi še en skok gostote - z 11,4 na 13,8 g/cm 3 . Ta dva ostra skoka gostote imata drugačna narava: na meji plašč/jedro pride do spremembe kemijske sestave snovi (prehod iz silikatnega plašča v železovo jedro), preskok na meji 5150 km pa je povezan s spremembo agregatnega stanja (prehod od tekočega zunanjega jedra do trdnega notranjega jedra). V središču Zemlje doseže gostota snovi 14,3 g/cm 3 .

Pritisk

Tlak v Zemljini notranjosti se izračuna na podlagi njenega modela gostote. Povečanje tlaka z oddaljenostjo od površine je posledica več razlogov:

stiskanje zaradi teže nadležečih lupin (litostatski tlak);

fazni prehodi v lupinah homogene kemične sestave (zlasti v plašču);

razlika v kemična sestava lupine (skorja in plašč, plašč in jedro).

Na dnu celinske skorje je tlak približno 1 GPa (natančneje 0,9 * 10 9 Pa). V zemeljskem plašču se tlak postopoma povečuje; doseže 135 GPa. V zunanjem jedru se gradient tlaka poveča, v notranje jedro, nasprotno, zmanjša. Izračunane vrednosti tlaka na meji med notranjim in zunanjim jedrom ter blizu središča Zemlje so 340 oziroma 360 GPa.

Temperatura. Viri toplotne energije

Teče na površini in v notranjosti planeta geološki procesi predvsem zaradi toplotne energije. Vire energije delimo v dve skupini: endogene (oz notranjih virov), povezana z nastajanjem toplote v črevesju planeta in eksogena (ali zunaj planeta). Intenzivnost pretoka toplotne energije iz podzemlja na površje se odraža v velikosti geotermalnega gradienta. Geotermalni gradient– naraščanje temperature z globino, izraženo v 0 C/km. "Vzvratna" značilnost je geotermalna faza– globina v metrih, do katere se bo pri potopu temperatura dvignila za 1 0 C. Povprečna vrednost Geotermalni gradient v zgornjem delu skorje je 30 0 C/km in se giblje od 200 0 C/km na območjih sodobnega aktivnega magmatizma do 5 0 C/km na območjih z mirnim tektonskim režimom. Z globino se vrednost geotermalnega gradienta močno zmanjša, v litosferi znaša v povprečju okoli 10 0 C/km, v plašču pa manj kot 1 0 C/km. Razlog za to je v razporeditvi virov toplotne energije in naravi prenosa toplote.

Viri endogene energije so naslednji.
1. Energija globoke gravitacijske diferenciacije, tj. sproščanje toplote med prerazporeditvijo snovi po gostoti med njenimi kemijskimi in faznimi transformacijami. Glavni dejavnik takšnih transformacij je pritisk. Meja med jedrom in plaščem velja za glavno raven sproščanja te energije.
2. Radiogenska toplota, ki nastane pri razpadu radioaktivnih izotopov. Po nekaterih izračunih ta vir določa približno 25% toplotnega toka, ki ga oddaja Zemlja. Vendar je treba upoštevati, da so povečane vsebnosti glavnih dolgoživih radioaktivnih izotopov - urana, torija in kalija - opažene le v zgornjem delu celinske skorje (območje izotopske obogatitve). Na primer, koncentracija urana v granitih doseže 3,5 10 -4%, v sedimentnih kamninah - 3,2 10 -4%, medtem ko je v oceanski skorji zanemarljiva: približno 1,66 10 -7%. Tako je radiogena toplota dodaten vir toplote v zgornjem delu celinske skorje, kar določa visoko vrednost geotermalnega gradienta na tem območju planeta.
3. Preostala toplota, ohranjena v globinah od nastanka planeta.
4. Trdne plime, ki ga povzroča privlačnost Lune. Prehod kinetične energije plimovanja v toploto nastane zaradi notranjega trenja v plasteh kamnin. Delež tega vira v skupni toplotni bilanci je majhen - približno 1-2%.

V litosferi prevladuje prevodni (molekularni) mehanizem prenosa toplote; v sublitosferskem plašču Zemlje pride do prehoda na pretežno konvektivni mehanizem prenosa toplote.

Izračuni temperatur v notranjosti planeta dajejo naslednje vrednosti: v litosferi na globini približno 100 km je temperatura okoli 1300 0 C, na globini 410 km - 1500 0 C, na globini 670 km - 1800 0 C, na meji jedra in plašča - 2500 0 C, na globini 5150 km - 3300 0 C, v središču Zemlje - 3400 0 C. V tem primeru je samo glavna (in najverjetnejša za globoke cone) je bil upoštevan vir toplote - energija globoke gravitacijske diferenciacije.

Endogena toplota določa potek globalnih geodinamičnih procesov. vključno z gibanjem litosferskih plošč

Na površju planeta ima najpomembnejšo vlogo eksogeni vir toplota - sončno sevanje. Pod površjem je vpliv sončne toplote močno zmanjšan. Že na majhni globini (do 20-30 m) je pas stalne temperature– območje globin, kjer temperatura ostaja konstantna in je enaka povprečni letni temperaturi območja. Pod pasom stalnih temperatur je toplota povezana z endogenimi viri.

Zemeljski magnetizem

Zemlja je velikanski magnet z magnetom zaščitno polje in magnetni poli, ki se nahajajo blizu geografskih, vendar ne sovpadajo z njimi. Zato se pri odčitkih igle magnetnega kompasa razlikuje med magnetno deklinacijo in magnetno inklinacijo.

Magnetna deklinacija je kot med smerjo igle magnetnega kompasa in geografskim poldnevnikom v dani točki. Ta kot bo največji na polih (do 90 0) in najmanjši na ekvatorju (7-8 0).

Magnetni naklon– kot, ki ga tvori naklon magnetne igle proti obzorju. Ko se približate magnetnemu polu, bo igla kompasa zavzela navpičen položaj.

Predpostavlja se, da je nastanek magnetnega polja posledica sistemov električnih tokov, ki nastanejo med vrtenjem Zemlje v povezavi s konvektivnimi gibi v tekočem zunanjem jedru. Celotno magnetno polje je sestavljeno iz vrednosti glavnega polja Zemlje in polja, ki ga povzročajo feromagnetni minerali v skale zemeljska skorja. Magnetne lastnosti so značilne za feromagnetne minerale, kot so magnetit (FeFe 2 O 4), hematit (Fe 2 O 3), ilmenit (FeTiO 2), pirotin (Fe 1-2 S) itd., ki so minerali in so uveljavljeni Avtor: magnetne anomalije. Za te minerale je značilen pojav preostale magnetizacije, ki podeduje orientacijo zemeljskega magnetnega polja, ki je obstajalo med nastankom teh mineralov. Rekonstrukcija lege zemeljskih magnetnih polov v različnih časih geološke epohe kaže, da magnetno polje občasno doživlja inverzija- sprememba, pri kateri sta magnetna pola zamenjala mesta. Proces spreminjanja magnetnega znaka geomagnetnega polja traja od nekaj sto do nekaj tisoč let in se začne z intenzivnim zmanjšanjem jakosti glavnega magnetnega polja Zemlje skoraj na nič, nato se vzpostavi obratna polarnost in čez nekaj časa sledi hitra vzpostavitev napetosti, a že nasprotno znamenje. Severni pol prevzel mesto južnega in, nasprotno, s približno frekvenco 5-krat na 1 milijon let. Trenutna usmeritev magnetnega polja je bila vzpostavljena pred približno 800 tisoč leti.