Dünyanın evriminin karakteristik bir özelliği, ifadesi gezegenimizin kabuk yapısı olan maddenin farklılaşmasıdır. Litosfer, hidrosfer, atmosfer, biyosfer, kimyasal bileşim, kalınlık ve maddenin durumu bakımından farklılık gösteren, Dünya'nın ana kabuklarını oluşturur.

Dünyanın iç yapısı

Dünyanın kimyasal bileşimi(Şekil 1) diğer gezegenlerin bileşimine benzer karasal grup Venüs veya Mars gibi.

Genel olarak demir, oksijen, silikon, magnezyum ve nikel gibi elementler baskındır. Hafif elementlerin içeriği düşüktür. Dünyadaki maddenin ortalama yoğunluğu 5,5 g/cm3'tür.

Dünyanın iç yapısına ilişkin çok az güvenilir veri bulunmaktadır. Şekil 2'ye bakalım. 2. Dünyanın iç yapısını tasvir eder. Dünya kabuk, manto ve çekirdekten oluşur.

Pirinç. 1. Dünyanın kimyasal bileşimi

Pirinç. 2. Dünyanın iç yapısı

Çekirdek

Çekirdek(Şekil 3) Dünya'nın merkezinde yer alır, yarıçapı yaklaşık 3,5 bin km'dir. Çekirdeğin sıcaklığı 10.000 K'ye ulaşır, yani Güneş'in dış katmanlarının sıcaklığından daha yüksektir ve yoğunluğu 13 g/cm3'tür (karşılaştırın: su - 1 g/cm3). Çekirdeğin demir ve nikel alaşımlarından oluştuğuna inanılıyor.

Dünyanın dış çekirdeği, iç çekirdeğe göre daha kalındır (yarıçap 2200 km) ve sıvı (erimiş) durumdadır. İç çekirdek muazzam bir basınca maruz kalıyor. Onu oluşturan maddeler katı haldedir.

Örtü

Örtü- Çekirdeği çevreleyen ve gezegenimizin hacminin %83'ünü oluşturan Dünya'nın jeosferi (bkz. Şekil 3). Alt sınırı 2900 km derinlikte yer almaktadır. Manto, oluşturulduğu daha az yoğun ve plastik bir üst kısma (800-900 km) bölünmüştür. magma(Yunancadan çevrilmiş "kalın merhem" anlamına gelir; bu, dünyanın iç kısmındaki erimiş maddedir - özel bir zeminde gazlar da dahil olmak üzere kimyasal bileşikler ve elementlerin bir karışımı sıvı hal); ve alttaki kristalin olan, yaklaşık 2000 km kalınlığındadır.

Pirinç. 3. Dünyanın Yapısı: çekirdek, manto ve kabuk

yerkabuğu

Yerkabuğu - litosferin dış kabuğu (bkz. Şekil 3). Yoğunluğu, Dünya'nın ortalama yoğunluğu olan 3 g/cm3'ten yaklaşık iki kat daha azdır.

Yer kabuğunu mantodan ayırır Mohorovicic sınırı(genellikle Moho sınırı olarak adlandırılır), hızlarda keskin bir artışla karakterize edilir sismik dalgalar. 1909 yılında Hırvat bir bilim adamı tarafından kuruldu. Andrey Mohoroviç (1857- 1936).

Mantonun en üst kısmında meydana gelen süreçler, yer kabuğundaki maddenin hareketlerini etkilediğinden, bunlar altında birleştirilir. yaygın isimlitosfer(taş kabuk). Litosferin kalınlığı 50 ila 200 km arasında değişmektedir.

Litosferin altında bulunur astenosfer- daha az sert ve daha az viskoz, ancak 1200 ° C sıcaklıkta daha fazla plastik kabuk. Moho sınırını geçerek yer kabuğuna nüfuz edebilir. Astenosfer volkanizmanın kaynağıdır. Yer kabuğuna nüfuz eden veya dünya yüzeyine dökülen erimiş magma cepleri içerir.

Yer kabuğunun bileşimi ve yapısı

Manto ve çekirdeğe kıyasla yer kabuğu çok ince, sert ve kırılgan bir tabakadır. Yaklaşık 90 doğal maddeden oluşan daha hafif bir maddeden oluşur. kimyasal elementler. Bu elementler yerkabuğunda eşit olarak temsil edilmez. Yedi element (oksijen, alüminyum, demir, kalsiyum, sodyum, potasyum ve magnezyum) yer kabuğunun kütlesinin %98'ini oluşturur (bkz. Şekil 5).

Kimyasal elementlerin kendine özgü kombinasyonları çeşitli kayaları ve mineralleri oluşturur. Bunların en eskisi en az 4,5 milyar yaşındadır.

Pirinç. 4. Yer kabuğunun yapısı

Pirinç. 5. Yer kabuğunun bileşimi

Mineral litosferin hem derinliklerinde hem de yüzeyinde oluşan, bileşimi ve özellikleri bakımından nispeten homojen bir doğal cisimdir. Mineral örnekleri elmas, kuvars, alçıtaşı, talk vb.'dir. (Çeşitli minerallerin fiziksel özelliklerinin özelliklerini Ek 2'de bulacaksınız.) Dünyadaki minerallerin bileşimi Şekil 2'de gösterilmektedir. 6.

Pirinç. 6. Dünyanın genel mineral bileşimi

Kayalar minerallerden oluşur. Bir veya birkaç mineralden oluşabilirler.

Tortul kayaçlar - kil, kireçtaşı, tebeşir, kumtaşı vb. - maddelerin su ortamında ve karada çökelmesiyle oluşmuştur. Katmanlar halinde yatıyorlar. Jeologlar, eski zamanlarda gezegenimizde var olan doğal koşullar hakkında bilgi edinebildikleri için bunlara Dünya tarihinin sayfaları diyorlar.

Tortul kayaçlar arasında organojenik ve inorganojenik (kırıntılı ve kemojenik) ayırt edilir.

Organojenik Kayaçlar hayvan ve bitki kalıntılarının birikmesi sonucu oluşur.

Kırıntılı kayalarönceden oluşmuş kayaların tahribat ürünlerinin hava koşulları, su, buz veya rüzgârla tahribatı sonucu oluşur (Tablo 1).

Tablo 1. Parça boyutlarına bağlı olarak kırıntılı kayaçlar

Kemojenik Kayalar, deniz ve göl sularından, içinde çözünmüş maddelerin çökelmesi sonucu oluşur.

Yerkabuğunun kalınlığında magma oluşur volkanik taşlar(Şek. 7), örneğin granit ve bazalt.

Tortul ve magmatik kayaçlar, basınç ve yüksek sıcaklıkların etkisi altında büyük derinliklere daldırıldığında önemli değişikliklere uğrayarak metamorfik kayaçlar.Örneğin kireçtaşı mermere, kuvars kumtaşı kuvarsite dönüşür.

Yer kabuğunun yapısı üç katmana ayrılır: tortul, granit ve bazalt.

Tortul tabaka(bkz. Şekil 8) esas olarak tortul kayaçlardan oluşur. Burada kil ve şeyller hakimdir ve kumlu, karbonatlı ve volkanik kayaçlar geniş çapta temsil edilmektedir. Sedimanter tabakada bu tür birikintiler vardır. mineral, kömür, gaz, petrol gibi. Hepsi organik kökenlidir. Örneğin kömür, eski çağlardaki bitkilerin dönüşümünün bir ürünüdür. Sedimanter tabakanın kalınlığı, bazı kara alanlarında tamamen yokluktan, derin çöküntülerde 20-25 km'ye kadar büyük ölçüde değişir.

Pirinç. 7. Kayaların kökene göre sınıflandırılması

"Granit" katmanıözellikleri bakımından granite benzer metamorfik ve magmatik kayalardan oluşur. Burada en yaygın olanları gnayslar, granitler, kristal şistler vb.'dir. Granit tabakası her yerde bulunmaz, ancak iyi ifade edildiği kıtalarda maksimum kalınlığı birkaç on kilometreye ulaşabilir.

"Bazalt" katmanı bazaltlara yakın kayalardan oluşmuştur. Bunlar, "granit" tabakasının kayalarından daha yoğun, metamorfize olmuş magmatik kayalardır.

Yer kabuğunun kalınlığı ve dikey yapısı farklıdır. Yer kabuğunun birkaç türü vardır (Şekil 8). En basit sınıflandırmaya göre okyanus kabuğu ve kıtasal kabuk arasında ayrım yapılır.

Kıta ve okyanus kabuğunun kalınlığı farklılık gösterir. Böylece yerkabuğunun maksimum kalınlığı dağ sistemlerinde görülür. Yaklaşık 70 km'dir. Ovaların altında yer kabuğunun kalınlığı 30-40 km, okyanusların altında ise en incesidir - sadece 5-10 km.

Pirinç. 8. Yer kabuğunun türleri: 1 - su; 2- tortul tabaka; 3 — tortul kayaçların ve bazaltların ara katmanları; 4 - bazaltlar ve kristalin ultrabazik kayaçlar; 5 – granit-metamorfik tabaka; 6 – granülit-mafik katman; 7 - normal manto; 8 - sıkıştırılmamış manto

Kıtasal ve okyanusal kabuk arasındaki kayaların bileşimindeki fark, okyanus kabuğunda granit tabakasının bulunmaması ile ortaya çıkar. Ve okyanus kabuğunun bazalt tabakası çok benzersizdir. Kaya bileşimi bakımından benzer bir katmandan farklılık gösterir. kıtasal kabuk.

Kara ve okyanus arasındaki sınır (sıfır işareti), kıtasal kabuğun okyanus kabuğuna geçişini kaydetmez. Kıtasal kabuğun okyanus kabuğuyla değiştirilmesi okyanusta yaklaşık 2450 m derinlikte meydana gelir.

Pirinç. 9. Kıtasal ve okyanusal kabuğun yapısı

Ayrıca yer kabuğunun geçiş türleri de vardır - okyanus altı ve kıta altı.

Okyanus altı kabuk Kıtasal yamaçlar ve etekler boyunca yer alan, marjinal ve Akdeniz denizlerinde bulunabilir. 15-20 km kalınlığa kadar kıtasal kabuğu temsil eder.

Kıta altı kabukörneğin volkanik ada yaylarında bulunur.

Malzemelere dayalı sismik sondaj - sismik dalgaların geçiş hızı - yer kabuğunun derin yapısına ilişkin veriler elde ederiz. Böylelikle ilk kez 12 km'den daha derinden kaya örneklerinin görülmesini mümkün kılan Kola süper derin kuyusu pek çok beklenmedik şeyi beraberinde getirdi. 7 km derinlikte “bazalt” tabakasının başlaması gerektiği varsayılmıştır. Gerçekte keşfedilmemişti ve kayaların arasında gnayslar çoğunluktaydı.

Yerkabuğunun sıcaklığının derinlikle değişmesi. Yerkabuğunun yüzey tabakası güneş ısısıyla belirlenen bir sıcaklığa sahiptir. Bu heliometrik katman(Yunanca helio - Güneş'ten), mevsimsel sıcaklık dalgalanmaları yaşanıyor. Ortalama kalınlığı 30 m kadardır.

Aşağıda daha da fazlası var ince tabaka karakteristik özelliği, gözlem alanının ortalama yıllık sıcaklığına karşılık gelen sabit bir sıcaklıktır. Karasal iklimlerde bu tabakanın derinliği artar.

Yer kabuğunun daha derinlerinde, sıcaklığı Yer'in iç ısısı tarafından belirlenen ve derinlikle artan bir jeotermal katman vardır.

Sıcaklıktaki artış esas olarak ayrışma nedeniyle meydana gelir. radyoaktif elementler başta radyum ve uranyum olmak üzere kayaların bir parçası olan.

Kayaçlarda derinlik arttıkça sıcaklık artışı miktarına denir. jeotermal gradyan. Oldukça geniş bir aralıkta (0,1 ila 0,01 °C/m) dalgalanır ve kayaların bileşimine, oluşum koşullarına ve bir dizi başka faktöre bağlıdır. Okyanusların altında sıcaklık derinlikle birlikte kıtalara göre daha hızlı artar. Ortalama olarak her 100 metre derinlikte hava 3°C ısınır.

Jeotermal gradyanın tersi denir jeotermal sahne. m/°C cinsinden ölçülür.

Yer kabuğunun ısısı önemli bir enerji kaynağıdır.

Yerkabuğunun jeolojik çalışma formlarının erişebileceği derinliklere uzanan kısmı dünyanın bağırsakları. Dünyanın iç kısmı özel koruma ve makul kullanım gerektirir.

Dünyanın şekli ve boyutları

Kelimeler ve ifadeler

Dünyanın şekli ve büyüklüğü ile ilgili ilk fikirler eski zamanlarda ortaya çıktı. Böylece Aristoteles (M.Ö. 3. yüzyıl), ay tutulmaları sırasında Ay diski üzerindeki yuvarlak gölgeyi fark ederek Dünya'nın küreselliğine dair ilk kanıtı sağladı. Dünyanın şekli ve büyüklüğü ile ilgili kesin cevap, bir derecelik meridyen yayının uzunluğunun Dünya yüzeyinin farklı yerlerinde ölçülmesiyle verilmektedir. Bu ölçümler meridyen yayının uzunluğunun 1 olduğunu gösterdi. 0 kutup bölgelerinde en büyüğü ve 111,7 km'dir ve ekvatorda en küçüğüdür - 110,6 km. Sonuç olarak Dünyamız küre şeklinde değildir. Dünyanın ekvator yarıçapı kutup yarıçapından 21,4 km daha büyüktür. Böylece gezegenimizin şeklinin bir dönme elipsoidine karşılık geldiği sonucuna vardık.PDaha sonraki ölçümler, Dünya'nın yalnızca kutuplarda değil, ekvator boyunca da sıkıştırıldığını gösterdi, çünkü en büyük ve en küçük yarıçap ekvatorun uzunluğu 213 m kadar farklılık gösterir. Dünya'nın elipsoid (veya küresel) olduğu fikri doğrudur, ancak gerçekte Dünya'nın gerçek yüzeyi daha karmaşıktır, çünkü yüzeyinde derin çöküntüler ve tepeler vardır. Dünyanın modern figürüne en yakın olanı adı verilen figürdür. jeoit .

Jeoid – serbestçe dağılan suyun yüzeyi tarafından belirlenen bir şekil. Böyle bir şekilde yerçekimi kuvveti her yerde yüzeyine diktir (Şekil 1).

Jeoid ölçümlerinin modern sonuçları aşağıdaki değerler: ekvator yarıçapı r ah = 6378,16 km, kutup yarıçapı r P = 6357,78 km, ortalama yarıçap – 6371,11 km. Ekvator uzunluğu: L = 40075,696 km; yüzey alanı – 510,2 milyon km 2 , hacmi 1.083 × 10 12 km3, kütle – 5.976 × 1027 gr.

Ekvator uzunluğunun farkına dayanarak ( A) ve kutupsal ( V) yarıçap, Dünya'nın kutupsal sıkışmasının büyüklüğü belirlenir:

r = .

VeDünyanın Güneş etrafında ortalama 149,5 milyon km uzaklıkta eliptik bir yörüngede döndüğü bilinmektedir. Pdolaşım süresi 365.242 sr. güneş günler Dolaşım hızı ortalama 29,8 km/s'dir. Dünyanın kendi ekseni etrafındaki dönüş süresi 23 saat 56 dakika 4,1 saniyedir. Dünyanın dönüş hızı giderek azalıyor, dolayısıyla günün uzunluğu her yüzyılda 0,001 saniye artıyor. Dönme ekseninin konumu, yavaş dönmesi nedeniyle karmaşıktır. dairesel koni(26 bin yılda tam bir devrim) ve eksenin 18,6 yıllık bir periyotla salınımı (devinim ve nutasyon olgusu).

1.2.

Coğrafya fiziksel alanlar ve dünyanın fiziksel özellikleri

Kelimeler ve ifadeler

Dünyanın jeofizik alanları, bu gezegenin yarattığı doğal fiziksel alanları ifade eder. Bunlar yerçekimi, manyetik, termal ve elektrikseldir.

Yerçekimi alanı. Dünya üzerinde merkeze doğru sürekli bir çekim kuvveti ve merkezkaç kuvveti vardır. Bu iki kuvvetin sonucu yer çekimi kuvvetini belirler. Yerçekimi araştırmalarında yerçekimini ölçen birim, Galileo'nun adını almıştır. galon(1 cm/s 2 = 1 Gal).

Yer çekiminin Dünya yüzeyindeki dağılımının özellikleri 18. yüzyılda Fransız matematikçi A. Clairaut tarafından belirlendi. Kutupta ve ekvatorda bilinen yerçekimi değerleri (yerçekimi ivmesi) ile sferoidin herhangi bir enlemindeki yerçekimi kuvvetini hesaplamak için bir formül türeten ilk kişi oydu:

g = g ah+(g N -G ah )günah 2 sen,

Nerede İyi oyun ah, G N - belirli bir coğrafi enlem (u) için ekvatorda ve kutupta sırasıyla serbest düşüşün hızlanması.

Dünyadaki yer çekimi ivmesinin normal değerleri 978 cm/s'den düşüyor 2 kutuplarda 983 cm/s'ye kadar 2 ekvatorda. Ancak bu değerler, Dünya yüzeyinde ölçülen değerlerden önemli ölçüde farklıdır. Bu fark, Dünya'yı oluşturan kayaların yoğunluğundaki değişikliklerden kaynaklanmaktadır. Yerçekimi alanının bu özelliği, gravimetrik yöntemin uygulamalı kullanımının temelini oluşturur. Yerçekimi ivmesinin (g) ölçümü özel cihazlarla - gravimetrelerle gerçekleştirilir. Belirli bir alan için gerçek verilerin (g) teorik değerlerden sapmasına denir. yerçekimi anomalileri. Gravimetrik ölçümlerin sonuçlarına dayanarak gravimetrik profiller ve haritalar oluşturulur. Gravimetrik anormallikler yoğunluk dağılımıyla yakından ilişkilidir. Yoğun kayalarda yerçekimi artar, daha az yoğun (hafif) kayalarda ise azalır. Sonuç olarak yer kabuğunun yapısı gravimetrik haritalardan belirlenebilmektedir. Örneğin, bodrum çıkıntıları, bazik ve ultrabazik bileşimli kayalar (gabro, peridotitler), ağır metal cevherleri üzerinde yüksek yerçekimi değerleri (pozitif anomaliler) gözlenir ve daha hafif olanların üzerinde yerçekimi değerlerinde göreceli bir azalma gözlenir. olanlar (Şekil 2).

M Dünyanın manyetik alanı. Gezegenimizin manyetik özellikleri eski Çin'de biliniyordu. BizimHDünya, etrafında gezegenin ötesine uzanan ve birkaç Dünya yarıçapına kadar uzanan manyetik alana sahip dev bir mıknatıstır. Herhangi bir mıknatıs gibi, Dünya'nın da manyetik kutupları vardır, ancak bunlar coğrafi kutuplarla çakışmaz, çünkü manyetik alanın merkezi gezegenimizin merkezine göre 430 km kaydırılır (Şekil 3). 1970 yılında manyetik kutupların konumu buna göre belirlendi: Güney - Kuzey Grönland yakınında (74 ° K ve 100° W) ve Ross Denizi'nin kuzey batısıA Ntarktika (68°G ve 145°D).

Manyetik kutupların konumlarında dünyevi, yıllık ve günlük dalgalanmalar gözlenmektedir. Üstelik laik dalgalanmalar 30'a ulaşıyor 0 .

N Dünyanın manyetik alanı, en açık şekilde, dünya yüzeyindeki herhangi bir noktada manyetik meridyen boyunca kesin olarak ayarlanmış olan manyetik iğne üzerindeki etkisiyle kendini gösterir. Manyetik ve coğrafi kutuplar arasındaki tutarsızlık nedeniyle, manyetik iğnenin okumaları manyetik sapma ve eğim arasında ayrım yapar.

Manyetik sapma – manyetik iğnenin (manyetik meridyen) belirli bir alanın coğrafi meridyeninden sapma açısı. Sapma doğu veya batı olabilir (Şek. 4). İzogonlar – Bunlar haritadaki aynı eğime sahip noktaları birleştiren çizgilerdir. Sıfır izogon manyetik meridyenin konumunu belirler.

M manyetik eğim – manyetik iğnenin ufka doğru eğim açısı. Kuzey yarımkürede manyetik iğnenin kuzey ucu aşağı indirilir; güney yarımkürede iğnenin güney ucu indirilir. Eğimleri eşit olan noktaları birleştiren doğrulara denir izoklinler. Sıfır izoklin manyetik ekvatora karşılık gelir.

Deklinasyon ve eğime ek olarak manyetik alan, düşük ve 0,01 A/m'yi aşmayan bir güçle karakterize edilir.ben Eşit gerilim noktalarını birleştiren çizgilere denir izodinamik. Manyetik alan kuvveti manyetik ekvatordan kutuplara doğru artar. Belirli bir alan için manyetik alan kuvveti değerlerinin ortalama değerden sapmasına denir. manyetik anomaliler. Bunlar kayaların farklı manyetik özellikleriyle ilişkilidir. oh derece Dünya'nın manyetik alanında mıknatıslanmış.

Çeşitli kayaların manyetik özelliklerinin heterojenliği nedeniyle mineral araştırması manyetik araştırma kullanılarak gerçekleştirilmektedir. Yer kabuğunun jeolojik yapısının özellikleri de açıklığa kavuşturulmuştur (Şekil 5). Manyetik özellikler kullanılarak incelenir manyetometreler sadece yerde bulunanlar değil, aynı zamanda uçaklara ve uzay araçlarına monte edilenler de var.

P kayaların artık mıknatıslanmasıyla ilgili olarak, eski manyetik alanın unsurlarını (kutup konumu ve gücü) eski haline getirmek mümkün hale geldi; yeni endüstri jeoloji – paleomanyetizma. Paleomagnetik çalışmalar, manyetik kutupların son beş yüz milyon yıl boyunca sürekli olarak yılda 1 cm hızla batıya doğru hareket ettiğini göstermiştir. manyetik kutup geçişi(Şekil 6). Dünyanın manyetik alanının bir başka özelliği de manyetik kutupların kutuplarındaki periyodik değişimdir; kutup dönüşümü. Her 200-300 bin yılda bir, Dünya'nın mıknatısının Kuzey Kutbu, Güney Kutbu olur ve bunun tersi de geçerlidir. Manyetik ters çevirme ölçeği, kaya katmanlarını alt bölümlere ayırmak ve karşılaştırmak ve yaşı belirlemek için kullanılır. Modern kavramlara göre, Dünya'nın jeomanyetik alanı elektromanyetik niteliktedir. Sıvı dış çekirdekteki maddenin türbülanslı taşınımına eşlik eden karmaşık bir elektrik akımları sisteminin etkisi altında ortaya çıkar. Sonuç olarak Dünya bir dinamo gibi çalışır (Frenkel-Elsasser dinamo teorisi).

Dünyanın termal alanı. Dünyanın termal rejimi, iç kısmından yayılan ısı tarafından belirlenir. Ayrıca Güneş'ten alınan ısı da Dünya yüzeyi için önemlidir. dakikada 1 cm 2 Dünyanın yüzeyi Güneş'ten yaklaşık 8.173 J ısı alır. Bu miktara denir güneş sabiti. Güneş enerjisinin üçte biri atmosfer ve Dünya yüzeyi tarafından yansıtılarak saçılır.VeGüneş'in ışınımı, derinliklerden gelen ısı miktarını büyük ölçüde aşıyor (yaklaşık 4 × 10 –4 Dakikada J). Dolayısıyla gezegenimizin yüzeyindeki ve litosferin üst katmanındaki sıcaklık, Güneş'in radyasyonuyla belirlenir. Günün farklı zamanlarında ve yılın farklı zamanlarında dalgalanır (değişir).

Yüzeyden belirli bir derinlikte, bölgenin ortalama yıllık sıcaklığına eşit sabit sıcaklıkta bir bölge vardır. Böylece Moskova'da yüzeyden 20 metre derinlikte + 4,2 sabit sıcaklık gözleniyor. 0 C ve Paris'te +11.8 28 m derinlikte 0 C. NSabit sıcaklık kuşağının altında, Dünya'nın iç ısısının etkisi altında sıcaklık ortalama 3 oranında artar. Her 100 m için 0 C. VeBirim derinliğe göre sıcaklıktaki değişime denir. jeotermal gradyan ve sıcaklığın 1 oranında arttığı metre cinsinden derinlik aralığı ˚ , isminde jeotermal sahne(ortalama değeri 33 m'dir).

İç ısı akışının incelenmesi, değerinin endojen süreçlerin yoğunluğuna ve kabuğun hareketlilik derecesine bağlı olduğunu gösterdi. Dünya için ortalama ısı akışı değeri yaklaşık 1,4–1,5 μcal/cm'dir. 2 ×s. PDağ yapılarında yüksek ısı akış değerleri gözlenir (2 – 4 µcal/cm'ye kadar) 2 ×c), okyanus ortası sırtların yarık vadileri içinde (2 µcal/cm'ye kadar) 2 ×s veya daha fazla, bazı yerlerde 6,0–8,0 µcal/cm'ye ulaşıyor 2xs). VKızıldeniz, göl iç yarıklarında da yüksek ısı akış değerleri dikkat çektiBaikal . Dünyanın iç termal enerjisinin ana kaynakları şunlardır:

Rradyoaktif elementlerin bozunması ile ilişkili adyojenik ısı ( 238 sen, 235 sen, 232 Bu 40 K. ve diğerleri).

Gmanto ve çekirdeğin sınırında maddenin yerçekimsel farklılaşması, buna ısı salınımı eşlik eder.

Daha önce de belirtildiği gibi, derinlik arttıkça sıcaklıkta da bir artış olur. Örneğin, Doğu'nun antik kristal kalkanının içinde yer alan Kola süper derin kuyusundaeAvrupa platformunda hesaplanan jeotermal gradyan benimsendi 1 ˚ 100 m'de C ve 15.000 metre derinlikte beklenen sıcaklık 150-160 olmalıdır.İLE. Ve2.500 – 3.000 m derinliğe kadar sıcaklık tam olarak bu şekilde dağıldı. DDaha sonra resim değişti. Isı akışının büyüklüğü iki katına çıktı ve sıcaklık gradyanı 1,7 - 2,2 oldu 100 m'de ˚ C. Nve 12.000 metrede sıcaklığın 200 derecenin üzerinde olduğu ortaya çıktı ˚ Beklenen 120 yerine C ˚ İLE.

P Çeşitli yazarların hesaplamalarına göre 100 km derinlikte sıcaklık 1300 - 1500 dereceyi geçmiyor ˚ C, çünkü Bu derinliklerden lavlar 1100 - 1250 sıcaklıkta yüzeye akıyor 0 C. Tmantonun ve çekirdeğin daha derin bölgelerinin sıcaklığının yaklaşık 4000 – 5000 santigrat derece olduğu tahmin edilmektedir. ˚ C (Şek. 7).

Yerkabuğunun üst katmanlarındaki sıcaklığın dağılımı ve değişimi, esas olarak yerel ısı kaynakları ve kayaların farklı termal iletkenlikleri ile ilişkilidir.

İLE yerel kaynaklar şunları içermelidir: magma odaları, termal suların aktif sirkülasyonu olan fay bölgeleri, radyoaktif element konsantrasyonlarının arttığı alanlar vb.İleKayaların ısıl iletkenliği ısı dağılımı üzerinde önemli bir etkiye sahiptir. Örneğin kristal kayalar, gevşek tortul kayalardan daha yüksek bir ısı iletkenliğine sahiptir ve katmanlar boyunca ısı iletkenliği, tabakaya dik yönde olduğundan çok daha yüksektir. Bu nedenle, zuhur dikeye yakın olduğunda tortul kayaçların kalınlığı daha fazla karakterize edilecektir. sıcaklık yatay olarak yattığınızdan daha fazla. Bu, formasyonların dışbükey kıvrımlarında bulunan petrol sahaları üzerindeki sıcaklığın artışını açıklamaktadır (Şekil 8).TToprak altı sıcaklığı birçok mineralin birikimlerinin oluşumunu kontrol eden ana faktörlerden biridir. Böylece, farklı faz bileşimlerine sahip hidrokarbonların birikimi, ağırlıklı olarak tek fazlı (petrol veya gaz), iki fazlı (gaz-petrol) veya kritik durumda olan hangi birikintilerin oluşturulduğuna bağlı olarak rezervuar sıcaklığı ve basıncı ile belirlenir. (gaz-yoğuşma).TBöylece, rezervuar basıncı ve sıcaklığı hakkındaki bilgiler, petrol ve gaz yataklarının hedefli olarak aranmasına olanak sağlar.

Dünya çalışmanın nesnesidir önemli miktar Yer Bilimleri. Dünyanın gök cismi olarak incelenmesi alana aittir, Dünyanın yapısı ve bileşimi jeoloji, atmosferin durumu - meteoroloji, gezegendeki yaşamın tezahürlerinin toplamı - biyoloji ile incelenir. Coğrafya, gezegenin yüzeyinin (okyanuslar, denizler, göller ve sular, kıtalar ve adalar, dağlar ve vadiler, ayrıca yerleşim yerleri ve toplumlar) kabartma özelliklerini tanımlar. eğitim: şehirler ve köyler, eyaletler, ekonomik bölgeler vesaire.

Gezegen özellikleri

Dünya, Güneş yıldızı etrafında eliptik (daireye çok yakın) bir yörüngede, ortalama 29.765 m/s hızla, periyot başına ortalama 149.600.000 km, yani yaklaşık 365,24 güne eşit bir mesafede dönmektedir. Dünya'nın Güneş'in etrafında ortalama 384.400 km uzaklıkta dönen bir uydusu vardır. Dünyanın ekseninin tutulum düzlemine eğimi 66 0 33 "22"dir. Gezegenin kendi ekseni etrafında dönüş süresi 23 saat 56 dakika 4,1 saniyedir. Eksen etrafında dönmesi gece ve gündüzün değişmesine neden olur. Eksen eğikliği ve Güneş etrafındaki devrim, yılın zamanlarının değişmesine neden olur.

Dünyanın şekli geoittir. Ortalama yarıçap Dünyanın uzunluğu 6371.032 km, ekvatoral - 6378.16 km, kutupsal - 6356.777 km'dir. Yüzey alanı küre 510 milyon km², hacim - 1.083 10 12 km², ortalama yoğunluk - 5518 kg/m³. Dünyanın kütlesi 5976,10 21 kg'dır. Dünyanın manyetik ve yakından ilişkili bir yapısı vardır. Elektrik alanı. Dünyanın küresel şekline yakınlığını ve atmosferin varlığını yerçekimi alanı belirler.

Modern kozmogonik kavramlara göre, Dünya yaklaşık 4,7 milyar yıl önce protosolar sistemdeki dağınık materyallerden oluşmuştur. gaz halindeki madde. Yerçekimi alanının etkisi altında, dünyanın iç kısmının ısınma koşullarında, çeşitli kimyasal bileşimlerde, agregasyon durumlarında ve Dünya'nın maddesinin farklılaşması sonucunda. fiziki ozellikleri kabuklar - jeosfer: çekirdek (merkezde), manto, kabuk, hidrosfer, atmosfer, manyetosfer. Dünyanın bileşiminde demir (%34,6), oksijen (%29,5), silikon (%15,2), magnezyum (%12,7) hakimdir. Dünyanın kabuğu, mantosu ve iç çekirdeği katıdır (dış çekirdek sıvı olarak kabul edilir). Dünyanın yüzeyinden merkeze doğru gidildikçe basınç, yoğunluk ve sıcaklık artar. Gezegenin merkezindeki basınç 3,6 10 11 Pa, yoğunluk yaklaşık 12,5 10 ³ kg/m³ ve sıcaklık 5000 ile 6000 °C arasında değişmektedir. Yer kabuğunun ana türleri kıtasal ve okyanussaldır; kıtadan okyanusa geçiş bölgesinde bir ara yapının kabuğu gelişir.

Dünyanın Şekli

Dünya figürü, gezegenin şeklini tanımlamaya çalışmak için kullanılan bir idealleştirmedir. Açıklamanın amacına bağlı olarak, kullanın çeşitli modeller Dünyanın şekilleri.

İlk yaklaşım

İlk yaklaşımda Dünya şeklinin en kaba tanımı bir küredir. Genel yer biliminin çoğu problemi için bu yaklaşım, belirli coğrafi süreçlerin tanımlanmasında veya incelenmesinde kullanılmak üzere yeterli görünmektedir. Bu durumda gezegenin kutuplardaki basıklığı önemsiz bir açıklama olarak reddedilir. Dünyanın bir dönme ekseni ve bir ekvator düzlemi vardır - bir simetri düzlemi ve meridyenlerin simetri düzlemi, onu ideal bir kürenin sonsuz sayıdaki simetri kümelerinden karakteristik olarak ayırır. Coğrafi zarfın yatay yapısı, belirli bir bölgelilik ve ekvatora göre belirli bir simetri ile karakterize edilir.

İkinci yaklaşım

Daha yakın bir yaklaşımla, Dünya'nın şekli bir elipsoid devrimine eşittir. Belirgin bir eksen, ekvator simetri düzlemi ve meridyen düzlemleri ile karakterize edilen bu model, jeodezide koordinatların hesaplanması, kartografik ağların oluşturulması, hesaplamalar vb. için kullanılır. Böyle bir elipsoidin yarı eksenleri arasındaki fark 21 km, ana ekseni 6378.160 km, yan ekseni 6356.777 km, dışmerkezliği 1/298.25'tir. Yüzeyin konumu teorik olarak kolaylıkla hesaplanabilir, ancak hesaplanamaz. doğada deneysel olarak belirlenebilir.

Üçüncü yaklaşım

Dünyanın ekvatoral kesimi de yarı eksen uzunlukları farkı 200 m ve dışmerkezliği 1/30000 olan bir elips olduğundan, üçüncü model üç eksenli bir elipsoiddir. İÇİNDE coğrafi çalışmalar Bu model neredeyse hiç kullanılmaz; yalnızca gezegenin karmaşık iç yapısını gösterir.

Dördüncü yaklaşım

Jeoid eş potansiyel yüzey Dünya Okyanusunun ortalama seviyesine denk gelen, uzayda aynı çekim potansiyeline sahip noktaların geometrik yeridir. Böyle bir yüzey düzensiz karmaşık bir şekle sahiptir; bir uçak değil. Her noktadaki düz yüzey çekül hattına diktir. Pratik önemi ve bu modelin önemi, yalnızca bir çekül hattı, terazi, terazi ve diğer jeodezik aletlerin yardımıyla düz yüzeylerin konumunun izlenebilmesinde yatmaktadır; bizim durumumuzda geoid.

Okyanus ve kara

Dünya yüzeyinin yapısının genel bir özelliği kıtalara ve okyanuslara dağılımıdır. Dünyanın büyük bir kısmı Dünya Okyanusları (%70,8) tarafından işgal edilir, karasal alan 149,1 milyon km² (%29,2) olup altı kıtadan oluşur (Avrasya, Afrika, Kuzey Amerika, Güney Amerika, ve Avustralya) ve adalar. Dünya okyanuslarının seviyesinden ortalama 875 m kadar yükselir (en yüksek yükseklik 8848 m - Chomolungma Dağı), dağlar kara yüzeyinin 1 / 3'ünden fazlasını kaplar. Çöller arazi yüzeyinin yaklaşık %20'sini, ormanlar - yaklaşık %30'unu, buzullar - %10'dan fazlasını kaplar. Gezegendeki yükseklik genliği 20 km'ye ulaşıyor. Ortalama derinlik dünya okyanusu yaklaşık olarak 3800 m'ye eşittir ( en büyük derinlik 11020 m - Pasifik Okyanusu'ndaki Mariana Çukuru (hendek). Gezegendeki suyun hacmi 1370 milyon km³, ortalama tuzluluk ise 35 ‰ (g/l)'dir.

Jeolojik yapı

Dünyanın jeolojik yapısı

İç çekirdeğin 2.600 km çapında ve saf demir veya nikelden oluştuğu, dış çekirdeğin 2.250 km kalınlığında erimiş demir veya nikelden oluştuğu ve yaklaşık 2.900 km kalınlığındaki mantonun öncelikle sert kayalardan oluştuğu düşünülüyor. kabuk Mohoroviç yüzeyinin yanında. Kabuk ve üst manto, bazıları kıtaları destekleyen 12 ana hareketli blok oluşturur. Yaylalar sürekli yavaş hareket eder, bu harekete tektonik sürüklenme denir.

“Katı” Dünyanın iç yapısı ve bileşimi. 3. üç ana jeosferden oluşur: yer kabuğu, manto ve çekirdek, bunlar da birkaç katmana bölünmüştür. Bu jeosferlerin maddesi fiziksel özellikler, durum ve mineralojik bileşim bakımından farklılık gösterir. Sismik dalgaların hızlarının büyüklüğüne ve derinliğe bağlı değişimlerinin niteliğine bağlı olarak, “katı” Dünya sekiz sismik katmana ayrılır: A, B, C, D ", D ", E, F ve G. Ek olarak, Dünya'da özellikle güçlü bir katman litosfer ve bir sonraki yumuşatılmış katman - astenosfer veya yer kabuğu ayırt edilir, değişken bir kalınlığa sahiptir (kıtasal bölgede - 33 km, okyanus bölgesinde - 6). km, ortalama - 18 km).

Dağların altında kabuk kalınlaşır, yarık vadileri okyanus ortası sırtları neredeyse yok oluyor. Yer kabuğunun alt sınırı olan Mohorovicic yüzeyinde, sismik dalgaların hızları aniden artar; bu, esas olarak malzeme bileşimindeki derinlikle bir değişiklik, granitler ve bazaltlardan üst mantodaki ultrabazik kayalara geçişle ilişkilidir. B, C, D", D" katmanları mantoya dahildir. E, F ve G katmanları 3486 km yarıçaplı Dünya'nın çekirdeğini oluşturur. Çekirdek ile sınırda (Gutenberg yüzeyi) hız. uzunlamasına dalgalar% 30 oranında keskin bir şekilde azalır ve enine dalgalar kaybolur, bu da dış çekirdeğin (E katmanı, 4980 km derinliğe kadar uzanır) sıvı olduğu anlamına gelir. Geçiş katmanı F'nin (4980-5120 km) altında katı bir iç çekirdek vardır ( katman G), burada yine enine dalgalar yayılır.

Katı kabukta şu kimyasal elementler baskındır: oksijen (%47,0), silikon (%29,0), alüminyum (%8,05), demir (%4,65), kalsiyum (%2,96), sodyum (%2,5), magnezyum (%1,87) ), potasyum (%2,5), titanyum (%0,45), bunların toplamı %98,98'e karşılık gelir. En nadir elementler: Po (yaklaşık %2,10 -14), Ra (2,10 -%10), Re (7,10 -%8), Au (4,3 - %10 -7), Bi (9 - %10 -7), vb. d.

Magmatik, metamorfik, tektonik ve sedimantasyon süreçlerinin bir sonucu olarak, yer kabuğu keskin bir şekilde farklılaşır; içinde kimyasal elementlerin karmaşık konsantrasyon ve dağılım süreçleri meydana gelir ve bu da çeşitli kaya türlerinin oluşumuna yol açar.

Üst mantonun bileşim açısından ultramafik kayaçlara benzer olduğuna inanılıyor; O (%42,5), Mg (%25,9), Si (%19,0) ve Fe (%9,85) baskın. Mineral açısından olivin burada daha az piroksenle hüküm sürüyor. Alt manto, taşlı göktaşlarının (kondritler) bir benzeri olarak kabul edilir. 3. dünyanın çekirdeği bileşim açısından benzerdir demir göktaşları ve yaklaşık %80 Fe, %9 Ni, %0,6 Co içerir. Göktaşı modeline dayanarak, Fe (%35), A (%30), Si (%15) ve Mg (%13)'nin hakim olduğu Dünya'nın ortalama bileşimi hesaplandı.

Sıcaklık, dünyanın iç kısmının en önemli özelliklerinden biridir ve maddenin çeşitli katmanlardaki durumunu açıklamamıza ve küresel süreçlerin genel bir resmini oluşturmamıza olanak tanır. Kuyularda yapılan ölçümlere göre ilk kilometrelerdeki sıcaklık derinlik arttıkça 20 °C/km'lik bir eğimle artıyor. Volkanların ana kaynaklarının bulunduğu 100 km derinlikte ortalama sıcaklık kayaların erime noktasından biraz daha düşük olup 1100°C'ye eşittir. Aynı zamanda okyanusların altında 100- 200 km'de sıcaklık kıtalara göre 100-200 °C daha yüksektir. 420 km'de C katmanındaki madde yoğunluğu 1,4 10 10 Pa basınca karşılık gelir ve sıcaklıkta meydana gelen olivin faz geçişi ile tanımlanır. yaklaşık 1600 ° C. 1.4 10 11 Pa basınç ve sıcaklıkta çekirdek ile sınırda Yaklaşık 4000 ° C'de silikatlar katı haldedir ve demir sıvı durumdadır. Demirin katılaştığı geçiş katmanı F'de sıcaklık 5000 ° C, dünyanın merkezinde - 5000-6000 ° C, yani Güneş'in sıcaklığına yeterli olabilir.

Dünya atmosferi

Toplam kütlesi 5,15 10 15 ton olan Dünya'nın atmosferi havadan oluşur; esas olarak nitrojen (%78,08) ve oksijen (%20,95), %0,93 argon, %0,03 karbondioksit karışımı, geri kalanı su buharı, inert ve diğer gazların yanı sıra. Maksimum kara yüzeyi sıcaklığı 57-58 °C (Afrika'nın tropikal çöllerinde ve Kuzey Amerika), minimum - yaklaşık -90 ° C (içinde merkezi bölgeler Antarktika).

Dünya atmosferi tüm canlıları zararlı etkilerden korur kozmik radyasyon.

Dünya atmosferinin kimyasal bileşimi: %78,1 - nitrojen, 20 - oksijen, 0,9 - argon, geri kalanı - karbondioksit, su buharı, hidrojen, helyum, neon.

Dünyanın atmosferi şunları içerir: :

• troposfer (15 km'ye kadar)
• stratosfer (15-100 km)
• iyonosfer (100 - 500 km).

Hava ve iklim

Atmosferin alt katmanına troposfer denir. Havayı belirleyen olaylar burada meydana gelir. Dünya yüzeyinin güneş ışınımıyla eşit olmayan şekilde ısınması nedeniyle, büyük hava kütleleri troposferde sürekli olarak dolaşır. Dünya atmosferindeki ana hava akımları, ekvator boyunca 30°'ye kadar olan banttaki alize rüzgarları ve 30° ila 60° arasındaki banttaki ılıman kuşaktaki batı rüzgarlarıdır. Isı transferindeki bir diğer faktör ise okyanus akıntı sistemidir.

Su, dünya yüzeyinde sürekli bir döngüye sahiptir. Su ve kara yüzeyinden buharlaşarak uygun koşullar Atmosferde su buharı yükselerek bulutların oluşmasına neden olur. Su, yağış şeklinde yeryüzüne çıkar ve yıl boyunca denizlere ve okyanuslara akar.

Enlem arttıkça dünya yüzeyinin aldığı güneş enerjisi miktarı azalır. Ekvatordan uzaklaştıkça güneş ışığının yüzeye gelme açısı küçülür ve daha uzun mesafeışının atmosfer boyunca ilerlemesi gerekir. Sonuç olarak, deniz seviyesindeki ortalama yıllık sıcaklık, enlem derecesi başına yaklaşık 0,4 °C azalır. Dünyanın yüzeyi yaklaşık olarak aynı iklime sahip enlem bölgelerine bölünmüştür: tropikal, subtropikal, ılıman ve kutupsal. İklimlerin sınıflandırılması sıcaklık ve yağışa bağlıdır. En yaygın olarak tanınanı, beş geniş grubu birbirinden ayıran Köppen iklim sınıflandırmasıdır: nemli tropikler, çöl, nemli orta enlemler, karasal iklim, soğuk kutup iklimi. Bu grupların her biri belirli gruplara ayrılmıştır.

İnsanın Dünya atmosferi üzerindeki etkisi

Dünyanın atmosferi insan faaliyetlerinden önemli ölçüde etkilenir. Yaklaşık 300 milyon araba yılda 400 milyon ton karbon oksit, 100 milyon tondan fazla karbonhidrat ve yüzbinlerce ton kurşunu atmosfere salıyor. Güçlü atmosferik emisyon üreticileri: termik santraller, metalurji, kimya, petrokimya, kağıt hamuru ve diğer endüstriler, motorlu taşıtlar.

Kirli havanın sistematik olarak solunması insanların sağlığını önemli ölçüde kötüleştirir. Gaz ve toz safsızlıkları havaya hoş olmayan bir koku verebilir, gözlerin mukoza zarlarını tahriş edebilir, üst kısım solunum sistemi ve böylece onları azaltın koruyucu işlevler, kronik bronşit ve akciğer hastalıklarına neden olur. Çok sayıda çalışma, vücuttaki patolojik anormalliklerin (akciğer, kalp, karaciğer, böbrek ve diğer organ hastalıkları) arka planına karşı olduğunu göstermiştir. zararlı etkiler atmosferik kirlilik daha güçlü bir şekilde ortaya çıkıyor. Asit yağmuru önemli bir çevre sorunu haline geldi. Her yıl yakıt yakıldığında atmosfere 15 milyon tona kadar kükürt dioksit girer ve bu, suyla birleştirildiğinde yağmurla birlikte yere düşen zayıf bir sülfürik asit çözeltisi oluşturur. Asit yağmuru insanları, mahsulleri, binaları vb. olumsuz etkiler.

Ortam hava kirliliği aynı zamanda dolaylı olarak insanların sağlığını ve hijyenik yaşam koşullarını da etkileyebilir.

Atmosferde karbondioksit birikmesi sera etkisi sonucu iklimin ısınmasına neden olabiliyor. Bunun özü, güneş ışınımını Dünya'ya serbestçe ileten karbondioksit tabakasının üst atmosfere dönüşü geciktirmesidir. termal radyasyon. Bu bakımdan atmosferin alt katmanlarında sıcaklık artacak, bu da buzulların erimesine, karların erimesine, okyanus ve deniz seviyelerinin yükselmesine, karaların önemli bir bölümünün sular altında kalmasına neden olacaktır.

Hikaye

Dünya, yaklaşık 4540 milyon yıl önce, güneş sisteminin diğer gezegenleriyle birlikte disk şeklindeki bir proto-gezegen bulutundan oluşmuştur. Dünya'nın birikim sonucu oluşması 10-20 milyon yıl sürmüştür. İlk başta Dünya tamamen erimişti, ancak yavaş yavaş soğudu ve yüzeyinde ince, katı bir kabuk - yer kabuğu - oluştu.

Yaklaşık 4530 milyon yıl önce, Dünya'nın oluşumundan kısa bir süre sonra Ay oluştu. Modern teori Dünyanın tek bir doğal uydusunun oluşumu, bunun Theia adı verilen devasa bir gök cismi ile çarpışma sonucu meydana geldiğini iddia ediyor.
Dünyanın birincil atmosferi kayaların gazdan arındırılması sonucu oluşmuştur. volkanik faaliyet. Su atmosferden yoğunlaşarak Dünya Okyanusunu oluşturdu. O dönemde Güneş'in şimdikinden %70 daha zayıf parlamasına rağmen jeolojik veriler okyanusun donmadığını gösteriyor. sera etkisi. Yaklaşık 3,5 milyar yıl önce, Dünya'nın atmosferini güneş rüzgarlarından koruyan manyetik alanı oluştu.

Yer Eğitimi ve İlk aşama yaklaşık 1,2 milyar yıl süren gelişimi jeoloji öncesi tarihe aittir. Mutlak yaş En eski kayalar 3,5 milyar yaşın üzerindedir ve bu andan itibaren Dünya'nın iki eşit olmayan aşamaya ayrılan jeolojik tarihi başlar: tüm jeolojik kronolojinin yaklaşık 5/6'sını (yaklaşık 3 milyar) kaplayan Prekambriyen. yıl) ve son 570 milyon yılı kapsayan Fanerozoik. Yaklaşık 3-3,5 milyar yıl önce, maddenin doğal evriminin bir sonucu olarak, Dünya'da yaşam ortaya çıktı, biyosferin gelişimi başladı - tüm canlı organizmaların toplamı (Dünyanın sözde canlı maddesi), önemli ölçüde atmosferin, hidrosferin ve jeosferin (en azından tortul kabuğun bazı kısımlarında) gelişimini etkiledi. Oksijen felaketinin bir sonucu olarak canlı organizmaların aktivitesi, Dünya atmosferinin bileşimini değiştirerek onu oksijenle zenginleştirdi ve bu da aerobik canlıların gelişimi için fırsat yarattı.

Biyosfer ve hatta jeosfer üzerinde güçlü bir etkiye sahip olan yeni bir faktör, 3 milyon yıldan daha kısa bir süre önce evrimin bir sonucu olarak insanın ortaya çıkışından sonra Dünya'da ortaya çıkan insanlığın faaliyetidir (tarih konusunda birlik sağlanamamıştır ve bazı araştırmacılar 7 milyon yıl önce olduğuna inanıyor. Buna göre, biyosferin gelişim sürecinde, noosferin oluşumları ve daha da gelişmesi ayırt edilir - üzerinde Dünya'nın kabuğu. büyük etki insan faaliyeti yürütür.

Dünya nüfusunun yüksek büyüme hızı (dünya nüfusu 1000'de 275 milyon, 1900'de 1,6 milyar ve 2009'da yaklaşık 6,7 milyardı) ve insan toplumunun artan etkisi doğal çevre ortaya çıkan sorunlar akılcı kullanım herkes doğal Kaynaklar ve doğanın korunması.

Dünyanın iç yapısı

Şu anda jeologların, jeokimyacıların, jeofizikçilerin ve gezegen bilim adamlarının ezici çoğunluğu, Dünya'nın belirsiz sınırları (veya geçişi) olan koşullu olarak küresel bir yapıya sahip olduğunu ve kürelerin koşullu olarak mozaik blok olduğunu kabul ediyor. Ana küreler yer kabuğu, üç katmanlı manto ve Dünya'nın iki katmanlı çekirdeğidir.

yerkabuğu

Yer kabuğu, katı Dünya'nın en dış katmanını oluşturur. Kalınlığı okyanus ortası sırtların ve okyanus faylarının bazı bölgelerinde 0'dan 70-75 km altına kadar değişmektedir. dağ yapıları And Dağları, Himalayalar ve Tibet. Yerkabuğu vardır yanal heterojenlik , yani Yer kabuğunun bileşimi ve yapısı okyanuslara ve kıtalara göre değişiklik gösterir. Buna dayanarak, iki ana kabuk türü ayırt edilir - okyanusal ve kıtasal ve bir tür ara kabuk.

● okyanus kabuğu Dünya yüzeyinin yaklaşık %56'sını kaplar. Kalınlığı genellikle 5-6 km'yi geçmez ve kıtaların eteklerinde maksimumdur. Yapısında üç katman bulunmaktadır.

Birinci tabaka tortul kayaçlarla temsil edilir. Bunlar ağırlıklı olarak killi, silisli ve karbonatlı derin deniz pelajik çökeltileridir ve belli bir derinlikten itibaren karbonatlar çözünerek yok olur. Kıtaya yaklaştıkça karadan (kıtadan) taşınan kırıntılı malzeme karışımı ortaya çıkar. Sedimanların kalınlığı yayılma bölgelerinde sıfırdan kıta eteklerine yakın yerlerde (okyanus çukurlarında) 10-15 km'ye kadar değişir.

İkinci katman okyanus kabuğu tepede(2A), nadir ve ince pelajik çökelti katmanları içeren bazaltlardan oluşur. Bazaltlar sıklıkla yastık lavlar (yastık lavlar) sergiler, ancak masif bazaltlardan oluşan örtüler de dikkat çekmektedir. Alt kısımdaİkinci katmanda (2B) bazaltlarda paralel dolerit daykları gelişmiştir. İkinci tabakanın toplam kalınlığı yaklaşık 1,5-2 km'dir. Okyanus kabuğunun birinci ve ikinci katmanlarının yapısı, dalgıçlar, tarama ve sondaj kullanılarak iyi bir şekilde incelenmiştir.

Üçüncü katman Okyanus kabuğu, bazik ve ultramafik bileşime sahip holokristalin magmatik kayalardan oluşur. Üst kesimde gabro tipi kayaçlar gelişmiş olup, alt kesim ise ardalanmalı gabro ve ultramafik kayaçlardan oluşan “bantlı kompleks”ten oluşmaktadır. 3. katmanın kalınlığı yaklaşık 5 km'dir. Tarama verileri ve su altı araçlarından alınan gözlemler kullanılarak incelenmiştir.

Okyanus kabuğunun yaşı 180 milyon yılı geçmiyor.

Kıtaların kıvrımlı kuşaklarını incelerken, bunlarda okyanuslara benzer kaya birliklerinin parçaları tespit edildi. G. Shteiman 20. yüzyılın başında onları çağırmayı önerdi ofiyolit kompleksleri(veya ofiyolitler) ve serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar, gabrolar, bazaltlar ve radyolaritlerden oluşan kayaların “üçlüsünü” okyanus kabuğunun kalıntıları olarak düşünün. Bunun teyidi ancak 20. yüzyılın 60'larında, A.V. tarafından bu konuyla ilgili bir makalenin yayınlanmasından sonra alındı. Peive.

● kıtasal kabuk Sadece kıtalar içinde değil, aynı zamanda kıta kenarlarının raf bölgeleri ve okyanus havzalarında bulunan mikro kıtalar içinde de dağılmıştır. Toplam alanı dünya yüzeyinin yaklaşık %41'ini oluşturur. Ortalama kalınlık 35-40 km'dir. Kıtasal kalkanlarda ve platformlarda 25 ila 65 km arasında değişirken, dağ yapılarının altında 70-75 km'ye ulaşır.

Kıtasal kabuk üç katmanlı bir yapıya sahiptir:

Birinci tabaka– tortul, genellikle tortul örtü olarak adlandırılır. Kalınlığı, kalkanlarda, bodrum katlarında ve katlanmış yapıların eksenel bölgelerinde sıfırdan, platform plakalarının, ön derinlerin ve dağ arası olukların ekzogonal çöküntülerinde 10-20 km'ye kadar değişir. Esas olarak kıtasal veya sığ denizel, daha az sıklıkla batiyal (derin deniz çöküntülerinde) kökenli tortul kayalardan oluşur. Bu tortul katmanda, tuzak alanları (tuzak oluşumları) oluşturan magmatik kayaların olası örtüleri ve kuvvetleri vardır. Sedimanter örtü kayalarının yaş aralığı Senozoik'ten 1,7 milyar yıla kadardır. Boyuna dalgaların hızı 2,0-5,0 km/s'dir.

İkinci katman kıtasal kabuk veya konsolide kabuğun üst tabakası, yüzeyde kalkanların, masiflerin veya platform çıkıntılarının üzerinde ve kıvrımlı yapıların eksenel kısımlarında ortaya çıkar. Baltık (Fennoscandian) kalkanında Kola'nın 12 km'den fazla derinliğinde keşfedildi. ultra derin kuyuİsveç'te daha sığ bir derinliğe kadar, Saatli Ural kuyusundaki Rus plakasında, ABD'deki plakada, Hindistan madenlerinde ve Güney Afrika. Kristalin şistler, gnayslar, amfibolitler, granitler ve granit gnayslardan oluşur ve granit gnays veya granit gnays olarak adlandırılır. granit-metamorfik katman. Bu kabuk tabakasının kalınlığı platformlarda 15-20 km'ye, dağ yapılarında ise 25-30 km'ye ulaşmaktadır. Boyuna dalgaların hızı 5,5-6,5 km/s'dir.

Üçüncü katman veya konsolide kabuğun alt tabakası şu şekilde izole edildi: granülit-mafik katman. Daha önce ikinci ve üçüncü katmanlar arasında, kaşifinin adını taşıyan net bir sismik sınır olduğu varsayılmıştı. Conrad sınırı (K) . Daha sonra sismik çalışmalar sırasında 2-3'e kadar sınır bile belirlenmeye başlandı. İLE . Ayrıca Kola SG-3'ten alınan sondaj verileri, Konrad sınırını geçerken kaya bileşimindeki farkı doğrulamadı. Bu nedenle, günümüzde çoğu jeolog ve jeofizikçi, farklı reolojik özelliklerine göre üst ve alt kabuk arasında ayrım yapmaktadır: üst kabuk daha sert ve kırılgandır ve alt kabuk daha plastiktir. Ancak patlama borularından çıkan ksenolitlerin bileşimine dayanarak “granit-mafik” tabakanın felsik ve mafik granülitler ile mafik kayaçlar içerdiği varsayılabilir. Pek çok sismik profilde, alt kabuk çok sayıda reflektörün varlığıyla karakterize edilir; bu da muhtemelen tabakalı magmatik kayaların (tuzak alanlarına benzer bir şey) varlığı olarak düşünülebilir. Alt kabukta boyuna dalgaların hızı 6,4-7,7 km/s'dir.

● Geçiş kabuğu yer kabuğunun iki aşırı türü (okyanus ve kıtasal) arasındaki bir kabuk türüdür ve iki tür olabilir - okyanus altı ve kıta altı. Okyanus altı kabuk kıta yamaçları ve etekleri boyunca gelişmiş olup muhtemelen çok derin ve geniş olmayan kenar ve iç deniz havzalarının tabanında yer almaktadır. Kalınlığı 15-20 km'yi geçmez. Dayklar ve temel magmatik kayaların kuvvetleri tarafından delinmiştir. Okyanus altı kabuğu, girişteki bir kuyu tarafından ortaya çıkarıldı. Meksika körfezi ve Kızıldeniz kıyısında çıplak. Kıta altı kabuk Ensimatik volkanik yaylardaki okyanus kabuğunun kıtasal kabuğa dönüşmesi, ancak henüz “olgunluğa” ulaşmaması sonucu oluşur. Azaltılmış (25 km'den az) bir güce ve daha düşük bir konsolidasyon derecesine sahiptir. Geçiş tipi kabuktaki boyuna dalgaların hızı 5,0-5,5 km/s'den fazla değildir.

● Mohorovicic yüzeyi ve manto bileşimi. Kabuk ve manto arasındaki sınır, boylamsal dalgaların hızlarındaki 7,5-7,7'den 7,9-8,2 km/sn'ye keskin bir sıçrama ile oldukça açık bir şekilde tanımlanır ve Hırvat jeofizikçiden sonra Mohorovicic yüzeyi (Moho veya M) olarak bilinir. kim tanımladı.

Okyanuslarda 3. tabakanın bantlı kompleksi ile serpantinleşmiş mafik-ultrabazik kayaçlar arasındaki sınıra karşılık gelir. Kıtalarda 25-65 km derinlikte, kıvrımlı alanlarda ise 75 km'ye kadar bulunur. Bir dizi yapıda, aralarındaki mesafeler birkaç km'ye ulaşabilen üç adede kadar Moho yüzeyi ayırt edilir.

Lavlardan gelen ksenolitlerin ve patlama borularından gelen kimberlitlerin incelenmesinin sonuçlarına dayanarak, peridotitlere ek olarak, üst mantodaki kıtaların altında eklojitlerin (mantoda son bulan okyanus kabuğunun kalıntıları olarak) mevcut olduğu varsayılmaktadır. yitim süreci?).

Üst mantonun bir kısmı “tükenmiş” (“tükenmiş”) mantodur. Silika, alkaliler, uranyum, toryum bakımından tükenmiştir. nadir topraklar ve yer kabuğundaki bazaltik kayaların erimesinden kaynaklanan diğer tutarsız elementler. Litosferik kısmının neredeyse tamamını kaplar. Daha derinlerde yerini "tükenmemiş" bir manto alır. Mantonun ortalama birincil bileşimi, A.E. tarafından adlandırılan 3:1 oranında spinel lerzolite veya varsayımsal bir peridotit ve bazalt karışımına yakındır. Ringwood pirolit.

Golitsin katmanı veya orta manto(mezosfer) – geçiş bölgesiüst ve alt manto arasındadır. Boyuna dalgaların hızlarında keskin bir artışın görüldüğü 410 km derinlikten 670 km derinliğe kadar uzanır. Hızlardaki artış, mineral türlerinin daha yoğun bir paketlenme ile diğer türlere geçişine bağlı olarak manto malzemesinin yoğunluğunun yaklaşık %10 oranında artmasıyla açıklanmaktadır: örneğin, olivin vadsleyite ve daha sonra vadsleyitin ringwoodite dönüşmesi gibi. spinel yapısı; piroksenden garnata.

Alt manto Yaklaşık 670 km derinlikten başlar ve bir katmanla 2900 km derinliğe kadar uzanır D tabanda (2650-2900 km), yani. Dünyanın çekirdeğine. Deneysel verilere dayanarak, esas olarak perovskit (MgSiO 3) ve magnesiowüstit (Fe,Mg)O'dan oluşması gerektiği varsayılmaktadır - Fe/Mg oranında genel bir artışla birlikte alt mantonun maddesinde daha fazla değişiklik yapılmasının ürünleri .

En son sismik tomografi verileri, mantonun önemli ölçüde homojen olmadığını ve ayrıca Daha sismik sınırlar ( küresel seviyeler– 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km ve orta – 100, 300, 1000, 2000 km), mantodaki mineral dönüşümlerinin sınırlarıyla belirlenir (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005; vb.). .).

D.Yu'ya göre. Pushcharovsky (2005), mantonun yapısını geleneksel modele göre yukarıdaki verilerden biraz farklı bir şekilde sunmaktadır (Khain, Lomise, 1995):

Üst manto iki bölümden oluşur: Üst kısmı 410 km'ye kadar, alt kısım 410-850 km'ye kadar. Üst ve orta manto arasında bölüm I belirlenir - 850-900 km.

Orta manto: 900-1700 km. Bölüm II – 1700-2200 km.

Alt manto: 2200-2900 km.

● Dünyanın çekirdeği sismolojiye göre dış sıvı kısım (2900-5146 km) ve iç katı kısım (5146-6371 km) içerir. Çekirdeğin bileşiminin çoğu kişi tarafından nikel, kükürt veya oksijen veya silikon karışımı ile demir olduğu düşünülmektedir. Dış çekirdekteki konveksiyon, Dünyanın ana manyetik alanını oluşturur. Çekirdek ile alt manto arasındaki sınırda, tüyler Daha sonra bir enerji veya yüksek enerjili madde akışı şeklinde yukarı doğru yükselen, yer kabuğunda veya yüzeyinde magmatik kayalar oluşturan.

Manto tüyü – Sismik sınırın üzerinde 660 km derinlikte veya çekirdek-manto sınırına yakın bir yerde bulunan sıcak, düşük yoğunluklu bir sınır tabakasından kaynaklanan, yaklaşık 100 km çapında katı manto malzemesinin dar, yukarı doğru akışı. 2900 km derinlik (A.W. Hofmann, 1997). A.F.'ye göre. Grachev (2000), bir manto tüyü, alt mantodaki süreçlerin neden olduğu levha içi magmatik aktivitenin bir tezahürüdür; kaynağı alt mantoda çekirdek-manto sınırına kadar herhangi bir derinlikte bulunabilir ("D" tabakası). ). (Farklı sıcak nokta, Levha içi magmatik aktivitenin tezahürünün üst mantodaki süreçlerden kaynaklandığı yer.) Manto tüyleri farklı jeodinamik rejimlerin karakteristiğidir. J. Morgan'a (1971) göre bulut süreçleri, riftleşmenin ilk aşamasında kıtaların altından kaynaklanmaktadır. Manto tüyünün tezahürü, hafif nadir toprak elementleri bakımından orta derecede zenginleştirilmiş, komatiit eğilimi olan Fe-Ti tipi bazaltların yoğun çatlak patlamalarının meydana geldiği büyük kemerli yükselmelerin (çapı 2000 km'ye kadar) oluşumu ile ilişkilidir. asidik farklılaşmalar toplam lav hacminin %5'inden fazlasını oluşturmaz. İzotopik oranlar 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0,7042-0,7052. Manto tüyü, Archean yeşiltaş kuşaklarının kalın (3-5 km'den 15-18 km'ye kadar) lav katmanlarının ve daha sonraki yarık yapılarının oluşumuyla ilişkilidir.

Baltık kalkanının kuzeydoğu kesiminde ve özellikle Kola Yarımadası'nda, manto tüylerinin, Geç Arkeen toleyitik-bazaltik ve komatiit volkanitleri, yeşiltaş kuşakları, Geç Arkeen alkali granit ve anortozit magmatizmasının oluşumuna neden olduğu varsayılmaktadır. Erken Proterozoik tabakalı sokulumlar ve Paleozoik alkalin-ultrabazik sokulumlar (Mi Trofanov, 2003).

Tüy tektoniği – Levha tektoniği ile ilişkili manto tüyü tektoniği. Bu bağlantı, batan soğuk litosferin üst ve alt mantonun (670 km) sınırına kadar batması, orada birikmesi, kısmen aşağı doğru bastırılması ve daha sonra 300-400 milyon yıl sonra alt mantonun içine girerek en yüksek noktasına ulaşmasıyla ifade edilmektedir. çekirdek ile sınır (2900 km). Bu, dış çekirdekteki konveksiyonun doğasında bir değişikliğe ve bunun iç çekirdekle (yaklaşık 4200 km derinlikte aralarındaki sınır) etkileşimine ve yukarıdan malzeme akışını telafi etmek için oluşumuna neden olur. çekirdek/manto sınırında yükselen süper tüyler. İkincisi, alt ve üst mantonun sınırında kısmen bir gecikme yaşayarak litosferin tabanına yükselir ve tektonosferde, plaka içi magmatizmin ilişkili olduğu daha küçük tüylere ayrılırlar. Açıkça hareketten sorumlu olan astenosferdeki konveksiyonu teşvik ediyorlar. litosferik plakalar. Japon yazarlar, plaka ve duman tektoniğinin tersine, çekirdekte meydana gelen süreçleri, büyüme tektoniği olarak tanımlıyor; bu, iç, tamamen demir-nikel çekirdeğin, kabuk-manto silikat malzemesi ile doldurulan dış çekirdek pahasına büyümesi anlamına geliyor.

Geniş plato bazalt bölgelerinin oluşumuna yol açan manto tüylerinin ortaya çıkışı, kıtasal litosfer içindeki riftleşmeden önce gelir. Kıtasal yarıkların üçlü bağlantılarının oluşumu, ardından gelen incelme, kıtasal kabuğun yırtılması ve yayılmanın başlangıcı dahil olmak üzere tam bir evrim dizisi boyunca daha fazla gelişme meydana gelebilir. Ancak tek bir bulutun gelişmesi kıtasal kabuğun yırtılmasına yol açamaz. Kıta üzerinde bir duman bulutu sisteminin oluşması durumunda bir kopma meydana gelir ve daha sonra bir çatlaktan diğerine ilerleyen bir çatlak prensibine göre bölünme süreci gerçekleşir.

Litosfer ve astenosfer

Litosfer yer kabuğu ve üst mantonun bir kısmından oluşur. Bu kavram, kabuk ve mantodan farklı olarak tamamen reolojiktir. Altta bulunan daha zayıf ve plastik manto kabuğundan daha sert ve kırılgandır. astenosfer. Litosferin kalınlığı okyanus ortası sırtların eksenel kısımlarında 3-4 km'den okyanusların çevresinde 80-100 km'ye ve antik kalkanların altında 150-200 km veya daha fazla (400 km'ye kadar?) arasında değişmektedir. platformlar. Litosfer ile astenosfer arasındaki derin sınırlar (150-200 km veya daha fazla) şu şekilde belirlenir: büyük zorluklarla veya hiç tespit edilmiyor, bu muhtemelen yüksek izostatik denge ve yüksek jeotermal eğimin neden olduğu sınır bölgesindeki litosfer ile astenosfer arasındaki kontrastın azalması, astenosferdeki eriyik miktarındaki azalma ile açıklanıyor, vesaire.

Tektonosfer

Kaynaklar tektonik hareketler ve deformasyonlar litosferin kendisinde değil, Dünya'nın daha derin seviyelerinde yatmaktadır. Sıvı çekirdeğin bulunduğu sınır katmanına kadar tüm mantoyu içerirler. Hareket kaynaklarının doğrudan litosferin altında bulunan üst mantonun daha plastik katmanında da ortaya çıkması nedeniyle - astenosfer, litosfer ve astenosfer genellikle tek bir kavramda birleştirilir - tektonosfer tektonik süreçlerin tezahür alanları olarak. Jeolojik anlamda (göre malzeme bileşimi) tektonosfer, yaklaşık 400 km derinliğe kadar yer kabuğuna ve üst mantoya ve reolojik anlamda litosfere ve astenosfere bölünmüştür. Bu birimler arasındaki sınırlar genellikle çakışmaz ve litosfer genellikle kabuğa ek olarak üst mantonun bir kısmını da içerir.

En son malzemeler

• Statik zemin deformasyonunun temel prensipleri

  Geçtiğimiz 15...20 yıl boyunca, çok sayıda olayın sonucu olarak deneysel araştırma Yukarıda tartışılan test şemaları kullanılarak zeminlerin karmaşık stres koşulları altındaki davranışına ilişkin kapsamlı veriler elde edildi. Şu andan itibaren...

• Ortamın ve yükleme yüzeyinin elastoplastik deformasyonu

  Zeminler de dahil olmak üzere elastoplastik malzemelerin deformasyonları elastik (geri dönüşümlü) ve artık (plastik) deformasyonlardan oluşur. En fazlasını derlemek için genel fikirler Zeminlerin keyfi yükleme altındaki davranışı hakkında, desenleri ayrı ayrı incelemek gerekir...

• Gerilme ve deformasyon durumlarının değişmezlerini kullanan zemin testlerinin şemalarının ve sonuçlarının açıklaması

  Zeminleri ve yapısal malzemeleri incelerken, plastisite teorisinde yükleme ve boşaltma arasında ayrım yapmak gelenekseldir. Yükleme, plastik (kalan) deformasyonların arttığı ve buna değişimin (azalışın) eşlik ettiği bir süreçtir ...

• Toprak ortamının gerilimli ve deforme olmuş durumlarının değişmezleri

  Zemin mekaniğinde gerilme ve deformasyon durumlarının değişmezlerinin kullanımı, karmaşık gerilme durumu koşulları altında numunelerin iki ve üç eksenli deformasyonuna izin veren cihazlarda zemin çalışmalarının ortaya çıkması ve gelişmesiyle başlamıştır.

• Kararlılık katsayıları ve deneysel sonuçlarla karşılaştırma hakkında

  Bu bölümde ele alınan tüm problemlerde zeminin nihai gerilme durumunda olduğu kabul edildiğinden, tüm hesaplama sonuçları güvenlik katsayısı k3 = 1 durumuna karşılık gelir....

• Yapılar üzerindeki zemin basıncı

  Limit denge teorisinin yöntemleri, özellikle istinat duvarları olmak üzere yapılar üzerindeki toprak basıncının belirlenmesi problemlerinde özellikle etkilidir. Bu durumda, zemin yüzeyindeki yükün genellikle verildiği varsayılır; örneğin normal basınç p(x) ve...

• Temellerin taşıma kapasitesi

  Toprak ortamının sınırlayıcı dengesinin en tipik sorunu, normal veya eğimli yüklerin etkisi altında temelin taşıma kapasitesinin belirlenmesidir. Örneğin temeldeki dikey yükler söz konusu olduğunda sorun şu şekilde ortaya çıkıyor:

• Yapıları temellerinden kaldırma süreci

  Ayırma koşullarının değerlendirilmesi ve bunun için gerekli kuvvetin belirlenmesi görevi, gemileri kaldırırken, "ölü" çapaların tutma kuvvetini hesaplarken, açık deniz yerçekimi sondaj desteklerini yeniden düzenlerken yerden çıkarırken ve...

• Düzlem ve uzaysal konsolidasyon problemlerinin çözümleri ve uygulamaları

  Çözümler düz ve hatta daha da fazlası mekansal problemler basit bağımlılıklar, tablolar veya grafikler şeklinde konsolidasyon çok sınırlı sayıdadır. İki fazlı bir toprağın (B...) yüzeyine konsantre bir kuvvet uygulanması durumu için çözümler mevcuttur.

Dünyanın iç yapısını ve bileşimini incelemeye yönelik yöntemler iki ana gruba ayrılabilir: jeolojik yöntemler ve jeofizik yöntemler. Jeolojik yöntemler yüzeylemelerdeki, maden çalışmalarındaki (madenler, galeriler vb.) ve kuyulardaki kaya katmanlarının doğrudan incelenmesinin sonuçlarına dayanmaktadır. Aynı zamanda araştırmacılar, elde edilen sonuçların yüksek ayrıntı derecesini belirleyen yapı ve kompozisyonu incelemek için tüm yöntem cephaneliğine sahiptir. Aynı zamanda, bu yöntemlerin gezegenin derinliklerini inceleme yetenekleri çok sınırlıdır - dünyanın en derin kuyusu yalnızca -12262 m derinliğe sahiptir (Rusya'da Kola Superdeep), sondaj sırasında daha da küçük derinlikler elde edilir. okyanus tabanı (yaklaşık -1500 m, Amerikan araştırma gemisi Glomar Challenger'ın bordasından sondaj). Böylece gezegenin yarıçapının %0,19'unu aşmayan derinlikler doğrudan çalışmaya müsaittir.

Derin yapıya ilişkin bilgiler, elde edilen dolaylı verilerin analizine dayanmaktadır. jeofizik yöntemler Temel olarak jeofizik araştırma sırasında ölçülen çeşitli fiziksel parametrelerdeki (elektriksel iletkenlik, mekanik kalite faktörü vb.) derinliğe bağlı değişim modelleri. Dünyanın iç yapısına ilişkin modellerin geliştirilmesi, öncelikle sismik dalgaların yayılma modellerine ilişkin verilere dayanan sismik araştırmaların sonuçlarına dayanmaktadır. Depremlerin kaynağında ve güçlü patlamalar Sismik dalgalar – elastik titreşimler – ortaya çıkar. Bu dalgalar, gezegenin bağırsaklarında yayılan ve onları X ışınları gibi "şeffaf" olan hacim dalgalarına ve yüzeye paralel yayılan ve gezegenin üst katmanlarını onlarca derinliğe kadar "araştıran" yüzey dalgalarına bölünmüştür. yüzlerce kilometre.
Vücut dalgaları ise boyuna ve enine olmak üzere iki türe ayrılır. Yüksek yayılma hızına sahip olan boyuna dalgalar, jeofonlar tarafından kaydedilen ilk dalgalardır; bunlara birincil dalgalar veya P dalgaları denir ( İngilizceden birincil - birincil), daha yavaş enine dalgalara S dalgaları ( İngilizceden ikincil - ikincil). Bilindiği gibi enine dalgaların önemli bir özelliği vardır - yalnızca katı bir ortamda yayılırlar.

Farklı özelliklere sahip ortamların sınırlarında dalga kırılması meydana gelir ve sınırlarda ani değişikliklerözellikler, kırılanlara ek olarak yansıyan ve değiş tokuş edilen dalgalar da ortaya çıkar. Kayma dalgaları geliş düzlemine dik bir yer değiştirmeye (SH dalgaları) veya gelme düzleminde yer alan bir yer değiştirmeye (SV dalgaları) sahip olabilir. Farklı özelliklere sahip ortamın sınırlarını geçerken, SH dalgaları normal kırılma yaşar ve kırılan ve yansıyan SV dalgalarına ek olarak SV dalgaları P dalgalarını uyarır. Gezegenin bağırsaklarını "şeffaf" hale getiren karmaşık bir sismik dalga sistemi bu şekilde ortaya çıkar.

Dalga yayılma modellerini analiz ederek, gezegenin bağırsaklarındaki homojensizlikleri tespit etmek mümkündür - eğer belirli bir derinlikte sismik dalgaların yayılma hızlarında ani bir değişiklik, kırılma ve yansımaları kaydedilirse, şu sonuca varabiliriz: bu derinlikte, Dünya'nın fiziksel özelliklerinde farklılık gösteren iç kabukları arasında bir sınır vardır.

Dünyanın bağırsaklarındaki sismik dalgaların yayılma yollarının ve hızlarının incelenmesi, iç yapısının sismik bir modelinin geliştirilmesini mümkün kıldı.

Deprem kaynağından Dünya'nın derinliklerine yayılan sismik dalgalar, hızdaki en önemli ani değişiklikleri yaşar, kırılır ve derinliklerde bulunan sismik kesitlere yansıtılır. 33 kilometre Ve 2900 kilometre yüzeyden (şekle bakın). Bu keskin sismik sınırlar, gezegenin içini 3 ana iç jeosfere (yer kabuğu, manto ve çekirdek) bölmeyi mümkün kılar.

Yerkabuğu, hem boyuna hem de enine dalgaların hızının aniden arttığı keskin bir sismik sınırla mantodan ayrılır. Böylece kayma dalgalarının hızı kabuğun alt kısmında 6,7-7,6 km/s'den mantoda 7,9-8,2 km/s'ye kadar keskin bir şekilde artar. Bu sınır 1909'da Yugoslav sismolog Mohorovicic tarafından keşfedildi ve daha sonra bu isimle anıldı. Mohorovicic sınırı(genellikle kısaca Moho sınırı veya M sınırı olarak adlandırılır). Sınırın ortalama derinliği 33 km'dir (farklı bölgelerdeki kalınlıkların farklı olması nedeniyle bunun oldukça yaklaşık bir değer olduğunu belirtmek gerekir). jeolojik yapılar); Aynı zamanda kıtaların altında Mohorovichichi bölümünün derinliği 75-80 km'ye ulaşabilir (bu, genç dağ yapıları - And Dağları, Pamirler altında kaydedilir), okyanusların altında azalır ve minimum 3-4 kalınlığa ulaşır. km.

Manto ile çekirdeği ayıran daha da keskin bir sismik sınır derinlikte kaydedilmiştir 2900 kilometre. Bu sismik kesitte P dalgası hızı mantonun tabanındaki 13,6 km/s'den çekirdekte 8,1 km/s'ye aniden düşüyor; S dalgaları - 7,3 km/s'den 0'a. Enine dalgaların kaybolması, çekirdeğin dış kısmının sıvı özelliklerine sahip olduğunu gösterir. Çekirdek ile mantoyu ayıran sismik sınır, 1914 yılında Alman sismolog Gutenberg tarafından keşfedildi ve sıklıkla bu sınır olarak adlandırılıyor. Gutenberg sınırı, bu isim resmi olmasa da.

670 km ve 5150 km derinliklerde dalgaların geçiş hızı ve niteliğindeki keskin değişiklikler kaydedilmiştir. Sınır 670 km Mantoyu üst manto (33-670 km) ve alt manto (670-2900 km) olarak ikiye ayırır. Sınır 5150 kmçekirdeği bir dış sıvıya (2900-5150 km) ve bir iç katıya (5150-6371 km) böler.

Sismik bölümde de önemli değişiklikler kaydedildi 410 kilometreüst mantoyu iki katmana böler.

Küresel sismik sınırlara ilişkin elde edilen veriler, Dünya'nın derin yapısına ilişkin modern bir sismik modelin değerlendirilmesi için temel oluşturmaktadır.

Katı Dünya'nın dış kabuğu yerkabuğu, Mohorovicic sınırıyla sınırlanmıştır. Bu, kalınlığı okyanusların altında 4-5 km'den kıtasal dağ yapılarının altında 75-80 km'ye kadar değişen nispeten ince bir kabuktur. Üst kabuk, merkezi kabuğun bileşiminde açıkça görülmektedir. tortul tabaka Aralarında volkaniklerin bulunabileceği metamorfize olmamış tortul kayalardan oluşan ve onun altında yatan konsolide, veya kristalimsi,havlamak Metamorfize olmuş ve magmatik müdahaleci kayalardan oluşan İki ana yer kabuğu türü vardır - kıtasal ve okyanusal, yapı, bileşim, köken ve yaş bakımından temelde farklıdır.

kıtasal kabuk Kıtaların ve su altı kenarlarının altında yer alan, kalınlığı 35-45 km'den 55-80 km'ye kadar değişen kesitinde 3 katman bulunmaktadır. Üst katman genellikle tortul kayaçlardan oluşur. az miktarda zayıf metamorfizma ve magmatik kayaçlar. Bu katmana tortul denir. Jeofiziksel olarak 2-5 km/s aralığında düşük P dalgası hızları ile karakterize edilir. Sedimanter tabakanın ortalama kalınlığı yaklaşık 2,5 km'dir.
Aşağıda silika bakımından zengin magmatik ve metamorfik kayalardan oluşan (ortalama olarak kimyasal bileşim açısından granodiyorite karşılık gelen) üst kabuk (granit-gnays veya "granit" tabakası) bulunmaktadır. Bu katmandaki P dalgalarının hızı 5,9-6,5 km/s'dir. Üssünde üst kabuk Alt kabuğa geçiş sırasında sismik dalgaların hızındaki artışı yansıtan sismik Conrad bölümü öne çıkıyor. Ancak bu bölüm her yerde kaydedilmiyor: Kıtasal kabukta, dalga hızlarında derinlikle birlikte kademeli bir artış sıklıkla kaydediliyor.
Alt kabuk (granülit-mafik tabaka) daha farklıdır. yüksek hızüst mantodan geçiş sırasında kayaların bileşimindeki değişikliklerden kaynaklanan dalgalar (P dalgaları için 6,7-7,5 km/s). En kabul edilen modele göre bileşimi granülite karşılık gelir.

Kıtasal kabuğun oluşumunda, en eskileri yaklaşık 4 milyar yaşında olana kadar çeşitli jeolojik yaşlardaki kayalar yer alır.

Okyanus kabuğu ortalama 6-7 km gibi nispeten küçük bir kalınlığa sahiptir. Enine kesitinde en genel haliyle iki katman ayırt edilebilir. Üst katman tortul olup, düşük kalınlık (ortalama yaklaşık 0,4 km) ve düşük P dalgası hızı (1,6-2,5 km/s) ile karakterize edilir. Alt katman “bazaltiktir” - bazik magmatik kayalardan oluşur (üstte bazaltlar, altta bazik ve ultrabazik müdahaleci kayalar). “Bazalt” tabakasındaki boyuna dalgaların hızı, bazaltlarda 3,4-6,2 km/s'den, en alçak kabuk ufuklarında 7-7,7 km/s'ye çıkmaktadır.

Modern okyanus kabuğunun en eski kayalarının yaşı yaklaşık 160 milyon yıldır.

Örtü Hacim ve kütle açısından Dünya'nın en büyük iç kabuğudur; üstte Moho sınırı ve altta Gutenberg sınırı ile sınırlanmıştır. 670 km'lik bir sınırla ayrılmış bir üst manto ve bir alt mantodan oluşur.

Jeofizik özelliklerine göre üst mani iki katmana ayrılmaktadır. Üst katman - kabuk altı manto- Moho sınırından okyanusların altında 50-80 km ve kıtaların altında 200-300 km derinliğe kadar uzanır ve kayaların sıkışmasıyla açıklanan hem boyuna hem de enine sismik dalgaların hızında yumuşak bir artışla karakterize edilir üstteki tabakaların litostatik basıncı nedeniyle. 410 km'lik küresel arayüze kadar olan alt kabuk mantosunun altında düşük hızlardan oluşan bir katman vardır. Katmanın adından da anlaşılacağı gibi sismik dalgaların hızları, alt kabuk mantosuna göre daha düşüktür. Üstelik bazı bölgelerde S dalgalarını hiç iletmeyen merceklerin ortaya çıkması, bu bölgelerdeki manto malzemesinin kısmen erimiş durumda olduğunun belirtilmesine zemin hazırlıyor. Bu katmana astenosfer denir ( Yunancadan "asthenes" - zayıf ve "sphair" - küre); Bu terim 1914'te Amerikalı jeolog J. Burrell tarafından İngilizce literatürde sıklıkla LVZ olarak anılan bir terimle tanıtıldı - Düşük Hız Bölgesi. Böylece, astenosfer- Bu, üst mantodaki (okyanusların altında yaklaşık 100 km derinlikte ve kıtaların altında yaklaşık 200 km veya daha fazla derinlikte bulunan), sismik dalgaların hızındaki bir azalmaya dayanarak tanımlanan ve gücü azaltılmış bir katmandır ve viskozite. Astenosferin yüzeyi, dirençteki keskin bir düşüşle (yaklaşık 100 Ohm'luk değerlere) iyi bir şekilde kurulmuştur. . M).

Farklılık gösteren plastik bir astenosferik tabakanın varlığı Mekanik özelliklerüstteki katı katmanlardan, vurgulama için bir temel sağlar litosfer- astenosferin üzerinde yer alan yer kabuğu ve alt kabuk mantosu da dahil olmak üzere Dünyanın katı kabuğu. Litosferin kalınlığı 50 ila 300 km arasında değişmektedir. Litosferin gezegenin monolitik bir kaya kabuğu olmadığı, plastik astenosfer boyunca sürekli hareket eden ayrı plakalara bölündüğü unutulmamalıdır. Depremlerin ve modern volkanizmanın odakları litosferik levhaların sınırlarıyla sınırlıdır.

410 km'lik arayüzün altında, hem P hem de S dalgaları üst mantoda her yere yayılır ve hızları derinlikle birlikte nispeten monoton bir şekilde artar.

İÇİNDE Alt manto 670 km'lik keskin bir küresel sınırla ayrılan P ve S dalgalarının hızı, ani değişiklikler olmaksızın tekdüze olarak Gutenberg bölümüne kadar sırasıyla 13,6 ve 7,3 km/s'ye yükselir.

Dış çekirdekte P dalgalarının hızı keskin bir şekilde 8 km/s'ye düşer ve S dalgaları tamamen kaybolur. Enine dalgaların kaybolması, Dünya'nın dış çekirdeğinin sıvı durumda olduğunu gösteriyor. 5150 km'lik bölümün altında, P dalgalarının hızının arttığı ve S dalgalarının yeniden yayılmaya başladığı, katı halini gösteren bir iç çekirdek bulunmaktadır.

Yukarıda açıklanan Dünya hız modelinden çıkan temel sonuç, gezegenimizin bir demir çekirdeği, bir silikat mantoyu ve bir alüminosilikat kabuğu temsil eden bir dizi eşmerkezli kabuktan oluştuğudur.

Dünyanın jeofizik özellikleri

Kütlenin iç jeosferler arasındaki dağılımı

Dünya'nın kütlesinin büyük bir kısmı (yaklaşık %68'i) göreceli olarak hafif fakat büyük hacimli mantoya düşer; yaklaşık %50'si alt mantoda ve yaklaşık %18'i üst mantodadır. Dünyanın toplam kütlesinin geri kalan %32'si esas olarak çekirdekten gelir; sıvı dış kısmı (Dünya'nın toplam kütlesinin %29'u) katı iç kısımdan (yaklaşık %2) çok daha ağırdır. Gezegenin toplam kütlesinin yalnızca %1'inden azı kabukta kalıyor.

Yoğunluk

Kabukların yoğunluğu doğal olarak Dünya'nın merkezine doğru artar (şekle bakın). Kabuğun ortalama yoğunluğu 2,67 g/cm3'tür; Moho sınırında aniden 2,9-3,0'dan 3,1-3,5'e yükselir g/cm3 . Mantoda silikat maddenin sıkışması nedeniyle yoğunluk giderek artar ve faz geçişleri(perestroyka kristal yapı artan basınca "adaptasyon" sırasındaki maddeler) alt kabuk kısmında 3,3 g/cm3'ten alt mantonun alt kısımlarında 5,5 g/cm3'e kadar. Gutenberg sınırında (2900 km), yoğunluk aniden iki katına çıkar; dış çekirdekte 10 g/cm3'e kadar çıkar. Yoğunlukta bir başka sıçrama (11,4'ten 13,8 g/cm3'e) iç ve dış çekirdeğin (5150 km) sınırında meydana gelir. Bu iki keskin yoğunluk sıçraması farklı doğa: manto/çekirdek sınırında maddenin kimyasal bileşiminde bir değişiklik vardır (silikat mantodan demir çekirdeğe geçiş) ve 5150 km sınırındaki sıçrama, toplanma durumundaki bir değişiklikle ilişkilidir (geçiş) sıvı dış çekirdekten katı iç çekirdeğe). Dünyanın merkezinde madde yoğunluğu 14,3 g/cm3'e ulaşır.

Basınç

Dünyanın iç kısmındaki basınç, yoğunluk modeline göre hesaplanır. Yüzeyden uzaklaştıkça basınçtaki artış birkaç nedenden kaynaklanmaktadır:

üstteki kabukların ağırlığından dolayı sıkışma (litostatik basınç);

homojen kimyasal bileşime sahip kabuklarda (özellikle mantoda) faz geçişleri;

fark kimyasal bileşim kabuklar (kabuk ve manto, manto ve çekirdek).

Kıtasal kabuğun tabanında basınç yaklaşık 1 GPa'dır (daha kesin olarak 0,9 * 10 9 Pa). Dünyanın mantosunda basınç giderek artar; Gutenberg sınırında 135 GPa'ya ulaşır. Dış çekirdekte basınç gradyanı artar ve İç çekirdek tam tersine azalır. İç ve dış çekirdekler arasındaki sınırda ve Dünya'nın merkezine yakın bölgede hesaplanan basınç değerleri sırasıyla 340 ve 360 ​​GPa'dır.

Sıcaklık. Termal enerji kaynakları

Gezegenin yüzeyinde ve iç kısmında akıyor jeolojik süreçleröncelikle termal enerji nedeniyle. Enerji kaynakları iki gruba ayrılır: endojen (veya iç kaynaklar), gezegenin bağırsaklarında ısı üretimi ile ilişkili ve ekzojen (veya gezegenin dışında). Yeraltından yüzeye termal enerji akışının yoğunluğu, jeotermal eğimin büyüklüğüne yansır. Jeotermal gradyan– derinlikle birlikte sıcaklık artışı, 0 C/km olarak ifade edilir. “Ters” özelliği jeotermal sahne– Dalış sırasında sıcaklığın 1 0 C artacağı metre cinsinden derinlik. ortalama değer Kabuğun üst kısmındaki jeotermal eğim 30 0 C/km'dir ve modern aktif magmatizma bölgelerinde 200 0 C/km'den sessiz tektonik rejime sahip bölgelerde 5 0 C/km'ye kadar değişmektedir. Derinlikle birlikte jeotermal eğimin değeri önemli ölçüde azalır; litosferde ortalama 10 0 C/km, mantoda ise 1 0 C/km'den azdır. Bunun nedeni termal enerji kaynaklarının dağılımında ve ısı transferinin doğasında yatmaktadır.

Endojen enerji kaynaklarışunlar:
1. Derin yerçekimi farklılaşmasının enerjisi, yani Bir maddenin kimyasal ve faz dönüşümleri sırasında yoğunluğa göre yeniden dağıtılması sırasında ısı salınımı. Bu tür dönüşümlerdeki ana faktör baskıdır. Çekirdek-manto sınırı bu enerjinin ana salınım seviyesi olarak kabul edilir.
2. Radyojenik ısı radyoaktif izotopların bozunması sırasında ortaya çıkar. Bazı hesaplamalara göre bu kaynak, Dünya'nın yaydığı ısı akışının yaklaşık %25'ini belirliyor. Bununla birlikte, uzun ömürlü ana radyoaktif izotopların (uranyum, toryum ve potasyum) artan içeriğinin yalnızca kıtasal kabuğun üst kısmında (izotopik zenginleşme bölgesi) gözlemlendiği dikkate alınmalıdır. Örneğin, granitlerdeki uranyum konsantrasyonu% 3,5 · 10 -4'e, tortul kayaçlarda -% 3,2 · 10 -4'e ulaşırken, okyanus kabuğunda ihmal edilebilir: yaklaşık% 1,66 · 10 -7. Dolayısıyla radyojenik ısı, kıtasal kabuğun üst kısmında ek bir ısı kaynağıdır ve bu, gezegenin bu bölgesindeki jeotermal eğimin yüksek değerini belirler.
3. Artık ısı, gezegenin oluşumundan bu yana derinliklerde korunmuştur.
4. Katı gelgitler Ay'ın çekiminden kaynaklanmaktadır. Kinetik gelgit enerjisinin ısıya dönüşümü, kaya tabakalarındaki iç sürtünme nedeniyle meydana gelir. Bu kaynağın toplam ısı dengesindeki payı küçüktür - yaklaşık% 1-2.

Litosferde, ısı transferinin iletken (moleküler) mekanizması baskındır; Dünyanın sublitosferik mantosunda, ağırlıklı olarak konvektif bir ısı transferi mekanizmasına geçiş meydana gelir.

Gezegenin iç kısmındaki sıcaklık hesaplamaları aşağıdaki değerleri verir: litosferde yaklaşık 100 km derinlikte sıcaklık yaklaşık 1300 0 C, 410 km derinlikte - 1500 0 C, 670 km derinlikte - 1800 0 C, çekirdek ve manto sınırında - 2500 0 C, 5150 km derinlikte - 3300 0 C, Dünyanın merkezinde - 3400 0 C. Bu durumda, yalnızca ana (ve en muhtemel) derin bölgeler için) ısı kaynağı dikkate alınmıştır - derin yerçekimi farklılaşmasının enerjisi.

Endojen ısı, küresel jeodinamik süreçlerin seyrini belirler. litosferik plakaların hareketi dahil

Gezegenin yüzeyinde en önemli rol dış kaynak sıcaklık - Güneş radyasyonu. Yüzeyin altında güneş ısısının etkisi keskin bir şekilde azalır. Zaten sığ bir derinlikte (20-30 m'ye kadar) bir kemer var sabit sıcaklıklar– Sıcaklığın sabit kaldığı ve bölgenin yıllık ortalama sıcaklığına eşit olduğu derinlik bölgesi. Sabit sıcaklık kuşağının altında ısı, içsel kaynaklarla ilişkilidir.

Dünya Manyetizması

Dünya, manyetik gücü olan dev bir mıknatıstır. kuvvet alanı ve coğrafi olanlara yakın bulunan ancak bunlarla örtüşmeyen manyetik kutuplar. Bu nedenle manyetik pusula iğnesinin okumalarında manyetik sapma ve manyetik eğim arasında ayrım yapılır.

Manyetik sapma belirli bir noktada manyetik pusula iğnesinin yönü ile coğrafi meridyen arasındaki açıdır. Bu açı kutuplarda en büyük (90 0'a kadar), ekvatorda ise en küçük (7-8 0) olacaktır.

Manyetik eğim– manyetik iğnenin ufka doğru eğiminin oluşturduğu açı. Manyetik kutba yaklaştığınızda pusula iğnesi dikey pozisyon alacaktır.

Manyetik alanın ortaya çıkmasının, sıvı dış çekirdekteki konvektif hareketlerle bağlantılı olarak Dünya'nın dönüşü sırasında ortaya çıkan elektrik akım sistemlerinden kaynaklandığı varsayılmaktadır. Toplam manyetik alan, Dünya'nın ana alanı ve ferromanyetik minerallerin oluşturduğu alanın değerlerinden oluşur. kayalar yerkabuğu. Manyetik özellikler, mineral olan manyetit (FeFe 2 O 4), hematit (Fe 2 O 3), ilmenit (FeTiO 2), pirotit (Fe 1-2 S), vb. gibi ferromanyetik minerallerin karakteristiğidir. İle manyetik anomaliler. Bu mineraller, bu minerallerin oluşumu sırasında var olan Dünya'nın manyetik alanının yönünü miras alan artık mıknatıslanma olgusu ile karakterize edilir. Dünyanın manyetik kutuplarının farklı zamanlarda konumunun yeniden inşası jeolojik çağlar manyetik alanın periyodik olarak deneyimlendiğini gösterir ters çevirme- Manyetik kutupların yer değiştirmesi. Jeomanyetik alanın manyetik işaretini değiştirme süreci birkaç yüz ila birkaç bin yıl arasında sürer ve Dünya'nın ana manyetik alanının gücünün neredeyse sıfıra yoğun bir şekilde azalmasıyla başlar, ardından ters polarite oluşur ve bir süre sonra Bunu gerilimin hızlı bir şekilde yeniden sağlanması takip ediyor, ancak şimdiden zıt işaret. Kuzey Kutbu güneydekinin yerini aldı ve tam tersine, her 1 milyon yılda yaklaşık 5 kez sıklıkta. Manyetik alanın mevcut yönelimi yaklaşık 800 bin yıl önce belirlendi.