Den indre strukturen til jordens jordskorpetegning. Strukturen til planeten vår

Det øvre laget av jorden, som gir liv til innbyggerne på planeten, er bare et tynt skall som dekker mange kilometer med indre lag. Lite mer er kjent om planetens skjulte struktur enn om verdensrommet. Den dypeste Kola-brønnen, boret i jordskorpen for å studere lagene, har en dybde på 11 tusen meter, men dette er bare fire hundredeler av avstanden til sentrum Kloden. Bare seismisk analyse kan få en ide om prosessene som foregår inne og lage en modell av jordens enhet.

Jordens indre og ytre lag

Strukturen til planeten Jorden er heterogene lag av indre og ytre skall, som er forskjellige i sammensetning og rolle, men er nært beslektet med hverandre. Følgende konsentriske soner er plassert inne i kloden:

• Kjernen - med en radius på 3500 km.
• Mantel - omtrent 2900 km.
• Jordskorpen er i gjennomsnitt 50 km.

De ytre lagene av jorden utgjør et gassformet skall, som kalles atmosfæren.

Sentrum av planeten

Jordens sentrale geosfære er dens kjerne. Hvis vi reiser spørsmålet om hvilket lag av jorden som praktisk talt er minst studert, vil svaret være - kjernen. Det er ikke mulig å få eksakte data om sammensetning, struktur og temperatur. All informasjon publisert i vitenskapelige artikler, oppnådd ved geofysiske, geokjemiske metoder og matematiske beregninger og presentert for allmennheten med forbeholdet "antagelig". Som resultatene av analysen av seismiske bølger viser, består jordens kjerne av to deler: indre og ytre. Den indre kjernen er den mest uutforskede delen av jorden, siden seismiske bølger ikke når sine grenser. Den ytre kjernen er en masse av varmt jern og nikkel, med en temperatur på omtrent 5 tusen grader, som er konstant i bevegelse og er en leder av elektrisitet. Det er med disse egenskapene at opprinnelsen til jordens magnetfelt er assosiert. Sammensetningen av den indre kjernen, ifølge forskere, er mer mangfoldig og er supplert med enda lettere elementer - svovel, silisium og muligens oksygen.

Mantel

Geosfæren til planeten, som forbinder de sentrale og øvre lagene av jorden, kalles mantelen. Det er dette laget som utgjør omtrent 70 % av klodens masse. Den nedre delen av magmaen er skallet til kjernen, dens ytre grense. Seismisk analyse viser her et kraftig hopp i tettheten og hastigheten til kompresjonsbølger, noe som indikerer en materialendring i bergartens sammensetning. Sammensetningen av magma er en blanding av tungmetaller, dominert av magnesium og jern. Øverste del lag, eller astenosfære, er en mobil, plastisk, myk masse med høy temperatur. Det er dette stoffet som bryter gjennom jordskorpen og spruter til overflaten i prosessen med vulkanutbrudd.

Tykkelsen på magmalaget i mantelen er fra 200 til 250 kilometer, temperaturen er omtrent 2000 ° C. Mantelen er skilt fra den nedre kloden av jordskorpen av Moho-laget, eller Mohorovichic-grensen, av en serbisk vitenskapsmann som bestemte en skarp endring i hastigheten til seismiske bølger i denne delen av mantelen.

hardt skall

Hva heter laget av jorden som er hardest? Dette er litosfæren, et skall som forbinder mantelen og jordskorpen, den ligger over asthenosfæren og renser overflatelaget fra dets varme påvirkning. Hoveddelen av litosfæren er en del av mantelen: av hele tykkelsen fra 79 til 250 km utgjør jordskorpen 5-70 km, avhengig av plasseringen. Litosfæren er heterogen, den er delt inn i litosfæriske plater, som er i konstant sakte bevegelse, noen ganger divergerende, noen ganger nærmer seg hverandre. Slike svingninger litosfæriske plater kalt tektoniske bevegelser, er det deres raske skjelvinger som forårsaker jordskjelv, splitter i jordskorpen, spruter magma til overflaten. Bevegelsen av litosfæriske plater fører til dannelse av trau eller åser, den frosne magmaen danner fjellkjeder. Plater har ikke permanente grenser, de går sammen og skiller seg. Territorier på jordens overflate, over forkastningene til tektoniske plater, er steder med økt seismisk aktivitet, hvor jordskjelv, vulkanutbrudd forekommer oftere enn i andre, og mineraler dannes. På dette tidspunktet er det registrert 13 litosfæriske plater, den største av dem: Amerikansk, afrikansk, Antarktis, Stillehavet, indo-australsk og eurasisk.

jordskorpen

Sammenlignet med andre lag, jordskorpen- det tynneste og mest skjøre laget av hele jordens overflate. Laget som organismer lever i, som er mest mettet kjemikalier og sporstoffer, er bare 5 % av planetens totale masse. Jordskorpen på planeten Jorden har to varianter: kontinental eller fastland og oseanisk. Den kontinentale skorpen er hardere, består av tre lag: basalt, granitt og sedimentær. Havbunnen består av basalt (grunnlag) og sedimentære lag.

• Basalt steiner– Dette er magmatiske fossiler, de tetteste av lagene på jordoverflaten.
• granittlag- fraværende under havene, på land kan den nærme seg en tykkelse på flere titalls kilometer med granitt, krystallinske og andre lignende bergarter.
• Sedimentært lag dannet under ødeleggelsen av bergarter. Noen steder inneholder den forekomster av mineraler av organisk opprinnelse: kull, bordsalt, gass, olje, kalkstein, kritt, kaliumsalter og andre.

Hydrosfære

Ved å karakterisere lagene på jordens overflate kan man ikke unngå å nevne planetens livsviktige vannskall, eller hydrosfæren. Vannbalansen på planeten opprettholdes av havvann (hovedvannmassen), grunnvann, isbreer, innlandsvann i elver, innsjøer og andre vannmasser. 97 % av hele hydrosfæren faller på saltvannet i hav og hav, og bare 3 % er fersk drikker vann, hvorav hovedtyngden er i isbreer. Forskere antyder at mengden vann på overflaten vil øke over tid på grunn av dype kuler. Hydrosfæriske masser er i konstant sirkulasjon, de går fra en tilstand til en annen og samhandler nært med litosfæren og atmosfæren. Hydrosfæren har stor innflytelse på alle jordiske prosesser, utviklingen og livet i biosfæren. Det var vannskallet som ble miljøet for opprinnelsen til livet på planeten.

Jorden

Jordens tynneste fruktbare lag kalt jord, eller jord, sammen med vannskallet, er av størst betydning for eksistensen av planter, dyr og mennesker. Denne ballen oppsto på overflaten som et resultat av erosjon av bergarter, under påvirkning av organiske nedbrytningsprosesser. Ved å behandle restene av vital aktivitet har millioner av mikroorganismer skapt et lag med humus - det mest gunstige for avlinger av alle slags landplanter. En av viktige indikatorer Høy kvalitet jord - fruktbarhet. De mest fruktbare jordsmonnene er de med like innhold av sand, leire og humus, eller leirjord. Leire, steinete og sandholdige jordarter er blant de minst egnede for jordbruk.

Troposfæren

Jordens luftskall roterer sammen med planeten og er uløselig knyttet til alle prosesser som skjer i jordens lag. Den nedre delen av atmosfæren gjennom porene trenger dypt inn i jordskorpen, den øvre delen forbinder seg gradvis med rommet.

Lagene i jordens atmosfære er heterogene i sammensetning, tetthet og temperatur.

I en avstand på 10 - 18 km fra jordskorpen strekker troposfæren seg. Denne delen av atmosfæren varmes opp av jordskorpen og vann, så det blir kaldere med høyden. Temperaturfallet i troposfæren skjer med omtrent en halv grad hver 100. meter, og i høyeste poeng når fra -55 til -70 grader. Denne delen av luftrommet opptar den største andelen – opptil 80 %. Det er her været dannes, stormer, skyer samler seg, nedbør og vind dannes.

høye lag

• Stratosfæren- planetens ozonlag, som absorberer den ultrafiolette strålingen fra solen, og hindrer den i å ødelegge alt liv. Luften i stratosfæren er sjeldne. Ozon opprettholder en stabil temperatur i denne delen av atmosfæren fra -50 til 55 ° C. I stratosfæren er en ubetydelig del av fuktigheten, derfor er ikke skyer og nedbør karakteristiske for det, i motsetning til luftstrømmer som er betydelige i hastighet .
• Mesosfære, termosfære, ionosfære- luftlagene på jorden over stratosfæren, der det observeres en reduksjon i atmosfærens tetthet og temperatur. Laget av ionosfæren er stedet der gløden av ladede gasspartikler oppstår, som kalles nordlys.
• Eksosfære- en sfære av spredning av gasspartikler, en uskarp grense med plass.

Jordens skallstruktur. Fysisk tilstand (tetthet, trykk, temperatur), kjemisk sammensetning, bevegelse av seismiske bølger i de indre delene av jorden. Terrestrisk magnetisme. Kilder til intern energi på planeten. Jordens alder. Geokronologi.

Jorden, som andre planeter, har en skallstruktur. Når seismiske bølger (langsgående og tverrgående) passerer gjennom jordkroppen, endres hastighetene deres på noen dype nivåer merkbart (og brått), noe som indikerer en endring i egenskapene til mediet som passerer av bølgene. Moderne ideer om fordelingen av tetthet og trykk inne i jorden er gitt i tabellen.

Endring i tetthet og trykk med dybden inne i jorden

(S.V. Kalesnik, 1955)

Det kan ses av tabellen at i midten av jorden når tettheten 17,2 g/cm 3 og at den endres med et spesielt skarpt hopp (fra 5,7 til 9,4) på ​​2900 km dyp, og deretter på en dybde på 5 tusen km. Det første hoppet gjør det mulig å skille ut en tett kjerne, og den andre lar oss dele opp denne kjernen i ytre (2900-5000 km) og indre (fra 5 tusen km til sentrum).

Avhengigheten av hastigheten til langsgående og skjærbølger fra dybden

Dermed er det i hovedsak to skarpe brudd i hastigheter: på en dybde på 60 km og på en dybde på 2900 km. Med andre ord er jordskorpen og den indre kjernen tydelig atskilt. I mellombeltet mellom dem, så vel som inne i kjernen, er det bare en endring i hastigheten på økningen i hastigheter. Det kan også sees at jorden til en dybde på 2900 km er i fast tilstand, fordi tverrgående elastiske bølger (skjærbølger) passerer fritt gjennom denne tykkelsen, som alene kan oppstå og forplante seg i et fast medium. Passasje av tverrbølger gjennom kjernen ble ikke observert, og dette ga grunnlag for å anse den som flytende. Imidlertid viser de siste beregningene at skjærmodulen i kjernen er liten, men fortsatt ikke lik null (som er typisk for en væske), og derfor er jordens kjerne nærmere en fast enn en flytende tilstand. Selvfølgelig, i dette tilfellet, kan ikke begrepene "fast" og "væske" identifiseres med lignende konsepter brukt på de samlede tilstandene til materie på bakkeoverflaten: høye temperaturer og enorme trykk dominerer inne i jorden.

Således, i den indre strukturen til jorden, skilles jordskorpen, mantelen og kjernen.

jordskorpen - det første skallet av en solid jordkropp, har en tykkelse på 30-40 km. Etter volum er det 1,2% av jordens volum, etter masse - 0,4%, gjennomsnittlig tetthet er 2,7 g / cm 3. Består hovedsakelig av granitter; sedimentære bergarter i den er av underordnet betydning. Granittskallet, der silisium og aluminium spiller en enorm rolle, kalles "sialic" ("sial"). Jordskorpen er atskilt fra mantelen av en seismisk seksjon kalt Moho-grensen, fra navnet til den serbiske geofysikeren A. Mohorovichich (1857-1936), som oppdaget denne "seismiske delen". Denne grensen er tydelig og observeres alle steder på jorden på dybder fra 5 til 90 km. Moho-seksjonen er ikke bare en grense mellom bergarter av forskjellige typer, men er et faseovergangsplan mellom manteleklogitter og gabbro- og skorpebasalter. Når det går fra mantelen til skorpen, synker trykket så mye at gabbroen blir til basalter (silisium, aluminium + magnesium - "sima" - silisium + magnesium). Overgangen er ledsaget av en økning i volum med 15% og følgelig en reduksjon i tetthet. Moho-overflaten regnes som den nedre grensen til jordskorpen. En viktig egenskap ved denne overflaten er at den er det generelt Det er så å si en speilrefleksjon av relieffet av jordoverflaten: den er høyere under havene, lavere under de kontinentale slettene, lavere enn alt under de høyeste fjellene (disse er de såkalte fjellrøttene).

Det er fire typer jordskorpen, de tilsvarer de fire største formene av jordoverflaten. Den første typen kalles fastland, dens tykkelse er 30-40 km, under unge fjell øker den til 80 km. Denne typen jordskorpe tilsvarer i relieff kontinentale fremspring (undervannsmarginen på fastlandet er inkludert). Dens vanligste inndeling i tre lag: sedimentær, granitt og basalt. Sedimentært lag, opptil 15-20 km tykk, kompleks lagdelte sedimenter(leire og skifer dominerer, sand, karbonat og vulkanske bergarter er bredt representert). granittlag(tykkelse 10-15 km) består av metamorfe og magmatiske sure bergarter med et silikainnhold på over 65 %, tilsvarende granitt i egenskaper; de vanligste er gneiser, granodioritter og dioritter, granitter, krystallinske skifer). Det nedre laget, det tetteste, 15-35 km tykt, kalles basalt for deres likhet med basalter. Gjennomsnittlig tetthet kontinental skorpe 2,7 g / cm 3. Mellom granitt- og basaltlagene ligger Konrad-grensen, oppkalt etter den østerrikske geofysikeren som oppdaget den. Navnene på lagene - granitt og basalt - er betingede, de er gitt i henhold til hastighetene til seismiske bølger. Det moderne navnet på lagene er noe annerledes (E.V. Khain, M.G. Lomize): det andre laget kalles granitt-metamorf, fordi. det er nesten ingen granitter i den, den er sammensatt av gneiser og krystallinske skifer. Det tredje laget er granulitt-basitt, det er dannet av sterkt metamorfosert steiner.

Den andre typen av jordskorpen - overgangs- eller geosynklinal - tilsvarer overgangssoner (geosynkliner). Overgangssoner ligger utenfor den østlige bredden av det eurasiske kontinentet, nær den østlige og vestlige kyster Nord- og Sør-Amerika. De har følgende klassiske struktur: et basseng av marginalhavet, øybuer og en dypvannsgrøft. Under bassengene i havet og dyphavsgravene er det ikke noe granittlag, jordskorpen består av et sedimentært lag med økt tykkelse og basalt. Granittlaget vises kun i øybuer. Gjennomsnittlig tykkelse på den geosynklinale typen av jordskorpen er 15-30 km.

Den tredje typen er oseanisk jordskorpen, tilsvarer havbunnen, tykkelsen på skorpen er 5-10 km. Den har en to-lags struktur: det første laget er sedimentært, dannet av leire-kiselholdige-karbonat bergarter; det andre laget består av fullkrystallinske magmatiske bergarter av grunnleggende sammensetning (gabbro). Mellom de sedimentære og basaltiske lagene skilles det ut et mellomlag, bestående av basaltiske lavaer med mellomlag av sedimentære bergarter. Derfor snakker de noen ganger om trelagsstrukturen til havskorpen.

Den fjerde typen riftogenisk jordskorpen, den er karakteristisk for midthavsrygger, dens tykkelse er 1,5-2 km. I midthavsrygger kommer mantelbergarter nær overflaten. Tykkelsen på sedimentlaget er 1-2 km, basaltlaget i riftdalene kiler seg ut.

Det finnes begreper om "jordskorpen" og "litosfæren". Litosfæren- Jordens steinskall, dannet av jordskorpen og en del av den øvre mantelen. Tykkelsen er 150-200 km, den er begrenset av astenosfæren. Bare den øvre delen av litosfæren kalles jordskorpen.

Mantel i volum er det 83 % av jordens volum og 68 % av massen. Tettheten av stoffet øker til 5,7 g/cm 3 . Ved grensen til kjernen øker temperaturen til 3800 0 C, trykket - opp til 1,4 x 10 11 Pa. Den øvre mantelen skilles til en dybde på 900 km og den nedre mantelen til en dybde på 2900 km. Det er et astenosfærisk lag i den øvre mantelen på en dybde på 150–200 km. Astenosfæren(gresk asthenes - svak) - et lag med redusert hardhet og styrke i den øvre mantelen av jorden. Asthenosfæren er hovedkilden til magma; den inneholder vulkanske fôringssentre og bevegelsen til litosfæriske plater.

Kjerne opptar 16 % av volumet og 31 % av planetens masse. Temperaturen i den når 5000 0 C, trykk - 37 x 10 11 Pa, tetthet - 16 g / cm 3. Kjernen er delt inn i ytre, opp til en dybde på 5100 km, og indre. Den ytre kjernen er smeltet, består av jern eller metalliserte silikater, den indre kjernen er fast, jern-nikkel.

Massen til et himmellegeme avhenger av materiens tetthet, massen bestemmer jordens størrelse og tyngdekraften. Planeten vår har tilstrekkelig størrelse og tyngdekraft, den har beholdt hydrosfæren og atmosfæren. Metallisering av materie skjer i jordens kjerne, noe som forårsaker dannelsen av elektriske strømmer og magnetosfæren.

Det er forskjellige felt rundt jorden, den viktigste påvirkningen på GO er gravitasjon og magnetisk.

Tyngdekraftsfelt på jorden er det gravitasjonsfeltet. Tyngdekraften er den resulterende kraften mellom tyngdekraften og sentrifugalkraften som genereres av jordens rotasjon. Sentrifugalkraften når sitt maksimum ved ekvator, men også her er den liten og utgjør 1/288 av tyngdekraften. Tyngdekraften på jorden er hovedsakelig avhengig av tiltrekningskraften, som påvirkes av massefordelingen inne i jorden og på overflaten. Tyngdekraften virker overalt på jorden og rettes langs en loddlinje til overflaten av geoiden. Intensiteten til gravitasjonsfeltet avtar jevnt fra polene til ekvator (sentrifugalkraften er større ved ekvator), fra overflaten og oppover (i en høyde av 36 000 km er den null) og fra overflaten og nedover (i midten av jorden, tyngdekraften er null).

normalt gravitasjonsfelt Jorden kalles slik som Jorden ville hatt om den hadde form som en ellipsoide med jevn massefordeling. Intensiteten til det virkelige feltet på et bestemt punkt er forskjellig fra det normale, og en anomali i gravitasjonsfeltet oppstår. Anomalier kan være positive og negative: fjellkjeder skaper ekstra masse og bør forårsake positive anomalier, oseaniske depresjoner, tvert imot negative. Men faktisk er jordskorpen i isostatisk likevekt.

isostasi (fra det greske isostasios - lik vekt) - balanserer den solide, relativt lette jordskorpen med en tyngre øvre mantel. Teorien om likevekt ble fremmet i 1855 av den engelske vitenskapsmannen G.B. Luftig. På grunn av isostasi tilsvarer et overskudd av masser over det teoretiske likevektsnivået mangel på dem under. Dette kommer til uttrykk i det faktum at på en viss dybde (100-150 km) i astenosfærelaget strømmer stoffet til de stedene hvor det er mangel på masse på overflaten. Bare under ungfjellet, hvor kompensasjonen ennå ikke fullt ut har funnet sted, observeres svake positive anomalier. Balansen blir imidlertid kontinuerlig forstyrret: sedimenter avsettes i havene, og under deres vekt synker bunnen av havene. På den annen side blir fjell ødelagt, høyden avtar, noe som betyr at massen også reduseres.

Tyngdekraften skaper jordens figur, det er en av de ledende endogene kreftene. Takket være henne faller de ut nedbør, elver renner, grunnvannshorisonter dannes, skråningsprosesser observeres. Tyngdekraften står for den maksimale høyden til fjell; det antas at på vår jord kan det ikke være fjell høyere enn 9 km. Tyngdekraften holder gass- og vannskjellene på planeten. Bare de letteste molekylene, hydrogen og helium, forlater atmosfæren på planeten. Trykket fra materiemassene, som realiseres i prosessen med gravitasjonsdifferensiering i den nedre mantelen, sammen med radioaktivt forfall, genererer termisk energi - kilden til interne (endogene) prosesser som gjenoppbygger litosfæren.

Det termiske regimet til overflatelaget av jordskorpen (opptil 30 m i gjennomsnitt) har en temperatur bestemt av solvarme. Dette er heliometrisk lag opplever sesongmessige temperatursvingninger. Nedenfor er en enda tynnere horisont med konstant temperatur (ca. 20 m), tilsvarende gjennomsnittlig årstemperatur på observasjonsstedet. Under det konstante laget øker temperaturen med dybden geotermisk lag. Å kvantifisere omfanget av denne økningen i to gjensidig relaterte konsepter. Endringen i temperatur når du går 100 meter dypere ned i bakken kalles geotermisk gradient(spenner fra 0,1 til 0,01 0 C/m og avhenger av sammensetningen av bergartene, forholdene for deres forekomst), og avstanden langs loddlinjen, som må utdypes for å få en temperaturøkning på 1 0, er kalt geotermisk stadium(spenner fra 10 til 100 m / 0 C).

Terrestrisk magnetisme - en egenskap til jorden, som bestemmer eksistensen av et magnetisk felt rundt den, forårsaket av prosesser som skjer ved kjerne-mantel-grensen. For første gang lærte menneskeheten at jorden er en magnet takket være verkene til W. Gilbert.

Magnetosfære - et område av nær-jordens rom fylt med ladede partikler som beveger seg i jordens magnetfelt. Det er atskilt fra det interplanetære rommet av magnetopausen. Dette er den ytre grensen til magnetosfæren.

Dannelsen av et magnetfelt er basert på interne og eksterne årsaker. Et konstant magnetfelt dannes på grunn av elektriske strømmer som oppstår i den ytre kjernen av planeten. Solar corpuscular streams danner et variabelt magnetfelt på jorden. En visuell representasjon av tilstanden til jordens magnetfelt er gitt av magnetiske kart. Magnetiske kart tegnes for en femårsperiode – den magnetiske epoken.

Jorden ville hatt et normalt magnetfelt hvis det var en jevnt magnetisert ball. Jorden i den første tilnærmingen er en magnetisk dipol - det er en stang, hvis ender har motsatte magnetiske poler. Skjæringsstedene for dipolens magnetiske akse med jordoverflaten kalles geomagnetiske poler. De geomagnetiske polene faller ikke sammen med de geografiske og beveger seg sakte med en hastighet på 7-8 km/år. Avvik av det virkelige magnetfeltet fra normalen (teoretisk beregnet) kalles magnetiske anomalier. De kan være globale (østsibirske ovale), regionale (KMA) og lokale, assosiert med nær forekomst av magnetiske bergarter til overflaten.

Magnetfeltet karakteriseres av tre størrelser: magnetisk deklinasjon, magnetisk helning og intensitet. Magnetisk deklinasjon- vinkelen mellom den geografiske meridianen og retningen til den magnetiske nålen. Deklinasjonen er øst (+) hvis nordenden av kompassnålen avviker øst for den geografiske, og vest (-) når nålen avviker mot vest. Magnetisk helning- vinkelen mellom horisontalplanet og retningen til magnetnålen opphengt på den horisontale aksen. Helningen er positiv når nordenden av pilen peker ned, og negativ når nordenden peker opp. Den magnetiske helningen varierer fra 0 til 90 0 . Styrken til magnetfeltet er karakterisert Spenninger. Den magnetiske feltstyrken er liten ved ekvator 20-28 A/m, ved polen - 48-56 A/m.

Magnetosfæren har en dråpeform. På den siden som vender mot solen, er dens radius lik 10 radier av jorden, på nattsiden under påvirkning av "solvinden" øker den til 100 radier. Formen skyldes påvirkningen fra solvinden, som støter inn i jordens magnetosfære og strømmer rundt den. Ladede partikler, som når magnetosfæren, begynner å bevege seg magnetisk kraftlinjer og form strålingsbelter. Det indre strålingsbeltet består av protoner og har en maksimal konsentrasjon i en høyde på 3500 km over ekvator. Det ytre beltet er dannet av elektroner og strekker seg opp til 10 radier. Ved de magnetiske polene avtar høyden på strålingsbeltene, her oppstår områder hvor ladede partikler invaderer atmosfæren, ioniserer atmosfæriske gasser og forårsaker nordlys.

Den geografiske betydningen av magnetosfæren er veldig stor: den beskytter jorden mot korpuskulær sol og kosmisk stråling. Søket etter mineraler er assosiert med magnetiske anomalier. Magnetiske kraftlinjer hjelper turister og skip med å navigere i verdensrommet.

Jordens alder. Geokronologi.

Jorden oppsto som en kald kropp fra en samling av faste partikler og kropper som asteroider. Blant partiklene var radioaktive. En gang inne i jorden forfalt de der med frigjøring av varme. Mens størrelsen på jorden var liten, slapp varmen lett ut i det interplanetære rommet. Men med økningen i jordens volum begynte produksjonen av radioaktiv varme å overstige lekkasjen, den akkumulerte og varmet opp planetens tarmer, og brakte dem til en myknet. Den plastiske tilstanden som åpnet for mulighetene for gravitasjonsdifferensiering av materie- flyting av lettere mineralmasser til overflaten og gradvis senking av tyngre - til sentrum. Intensiteten av differensiering bleknet med dybden, fordi i samme retning, på grunn av trykkøkningen, økte viskositeten til stoffet. Jordens kjerne ble ikke fanget opp av differensiering og beholdt sin opprinnelige silikatsammensetning. Men det kondenserte kraftig på grunn av det høyeste trykket, som oversteg en million atmosfærer.

Jordens alder fastsettes ved hjelp av den radioaktive metoden, den kan bare brukes på bergarter som inneholder radioaktive elementer. Hvis vi antar at all argon på jorden er et nedbrytningsprodukt av kalium-49, vil jordens alder være minst 4 milliarder år. O. Yu. Schmidt gi et enda høyere tall - 7,6 milliarder år. I OG. Baranov tok forholdet mellom de moderne mengdene av uran-238 og aktinouran (uran-235) i bergarter og mineraler for å beregne jordens alder og oppnådde en alder av uran (stoffet som planeten senere oppsto fra) 5-7 milliarder år.

Dermed er jordens alder bestemt i området 4-6 milliarder år. Så langt kan historien om utviklingen av jordoverflaten gjenopprettes direkte i generelle termer bare fra de tidene hvor de eldste bergartene er bevart, det vil si omtrent 3–3,5 milliarder år (Kalesnik S.V.).

Jordens historie er vanligvis delt i to eon: kryptozoisk(skjult og liv: ingen rester av skjelettfauna) og fanerozoikum(eksplisitt og liv) . Cryptozoic inkluderer to epoke: arkeisk og proterozoikum. Fanerozoikum dekker de siste 570 millioner årene; Paleozoikum, mesozoikum og kenozoikum, som igjen er delt inn i perioder. Ofte kalles hele perioden frem til fanerozoikum Prekambrium(Kambrium - den første perioden av paleozoikum).

Perioder av paleozoikum:

Perioder av mesozoikum:

Perioder av den kenozoiske epoken:

Paleogen (epoker - Paleocene, Eocene, Oligocene)

Neogen (epoker - miocen, pliocen)

Kvartær (epoker - Pleistocen og Holocene).

Funn:

1. I hjertet av alle manifestasjoner av jordens indre liv er transformasjonene av termisk energi.

2. I jordskorpen øker temperaturen med avstanden fra overflaten (geotermisk gradient).

3. Jordens varme har sin kilde i forfallet av radioaktive grunnstoffer.

4. Tettheten av jordens materie øker med dybden fra 2,7 på overflaten til 17,2 i de sentrale delene. Trykket i midten av jorden når 3 millioner atm. Tettheten øker brått på dyp på 60 og 2900 km. Derav konklusjonen - Jorden består av konsentriske skjell som omslutter hverandre.

5. Jordskorpen består hovedsakelig av bergarter som granitt, som er underlagt bergarter som basalt. Jordens alder er bestemt til 4-6 milliarder år.

Metoder for å studere jordens indre struktur og sammensetning kan deles inn i to hovedgrupper: geologiske metoder og geofysiske metoder. Geologiske metoder er basert på resultatene av en direkte undersøkelse av berglag i utspring, gruvedrift (gruver, utfyllinger, etc.) og borehull. Samtidig har forskere til rådighet hele arsenalet av metoder for å studere strukturen og sammensetningen, som bestemmer den høye detaljgraden av resultatene som oppnås. Samtidig er mulighetene for disse metodene for å studere planetens dybder svært begrensede - den dypeste brønnen i verden har en dybde på bare -12262 m (Kola superdeep i Russland), enda mindre dybder har blitt oppnådd ved boring havbunnen (ca -1500 m, boring fra siden av det amerikanske forskningsfartøyet "Glomar Challenger"). Dermed er dybder som ikke overstiger 0,19 % av planetens radius tilgjengelige for direkte studier.

Informasjon om dypstrukturen er basert på analyse av indirekte data innhentet geofysiske metoder, hovedsakelig mønstre av endring med dybden av ulike fysiske parametere (elektrisk ledningsevne, mekanisk verdi, etc.) målt under geofysiske undersøkelser. Utviklingen av modeller for jordens indre struktur er først og fremst basert på resultatene av seismiske studier basert på data om mønstrene for forplantning av seismiske bølger. I sentrene av jordskjelv og kraftige eksplosjoner oppstår seismiske bølger - elastiske vibrasjoner. Disse bølgene er delt inn i volumbølger - som forplanter seg i planetens tarmer og "gjennomskinnelige" dem som røntgenstråler, og overflatebølger - som forplanter seg parallelt med overflaten og "sonderer" de øvre lagene av planeten til en dybde på titalls eller hundrevis av kilometer.
Kroppsbølger er på sin side delt inn i to typer - langsgående og tverrgående. Langsgående bølger med høy forplantningshastighet er de første som blir registrert av seismiske mottakere, de kalles primære eller P-bølger ( fra engelsk. primær - primær), de "langsommere" tverrbølgene kalles S-bølger ( fra engelsk. sekundær - sekundær). Tverrbølger er kjent for å ha viktig funksjon– de sprer seg bare i et fast medium.

Ved grensene til medier med ulike egenskaper brytes bølger, og ved grensene for skarpe endringer i egenskaper oppstår, i tillegg til brutte, reflekterte og konverterte bølger. Skjærbølger kan forskyves vinkelrett på innfallsplanet (SH-bølger) eller forskyves i innfallsplanet (SV-bølger). Når man krysser grensen til medier med forskjellige egenskaper, opplever SH-bølgene vanlig refraksjon, og SV-bølgene, bortsett fra de refrakterte og reflekterte SV-bølgene, eksiterer P-bølger. Slik oppstår et komplekst system av seismiske bølger som "ser gjennom" innvollene på planeten.

Ved å analysere mønstrene for bølgeutbredelse er det mulig å identifisere inhomogeniteter i planetens tarm - hvis det på en viss dybde registreres en brå endring i forplantningshastighetene til seismiske bølger, deres brytning og refleksjon, kan det konkluderes med at ved dette dybde er det en grense for jordens indre skjell, forskjellig i deres fysiske egenskaper.

Studiet av måtene og hastigheten for forplantning av seismiske bølger i jordens tarmer gjorde det mulig å utvikle en seismisk modell av dens indre struktur.

Seismiske bølger, som forplanter seg fra jordskjelvkilden inn i dypet av jorden, opplever de mest betydningsfulle hoppene i hastighet, bryter og reflekterer på seismiske seksjoner lokalisert på dypet 33 km og 2900 km fra overflaten (se fig.). Disse skarpe seismiske grensene gjør det mulig å dele innvollene på planeten inn i 3 interne hovedgeosfærer - jordskorpen, mantelen og kjernen.

Jordskorpen er atskilt fra mantelen med en skarp seismisk grense, hvor hastigheten til både langsgående og tverrgående bølger øker brått. Dermed øker hastigheten på tverrbølger kraftig fra 6,7-7,6 km/s i nedre del av skorpen til 7,9-8,2 km/s i mantelen. Denne grensen ble oppdaget i 1909 av den jugoslaviske seismologen Mohorovičić og ble deretter navngitt Mohorović-grensen(ofte forkortet som Moho- eller M-grensen). Den gjennomsnittlige dybden av grensen er 33 km (det bør bemerkes at dette er en svært omtrentlig verdi på grunn av forskjellige tykkelser i forskjellige geologiske strukturer); samtidig, under kontinentene, kan dybden av Mohorovichich-delen nå 75-80 km (som er festet under unge fjellstrukturer - Andesfjellene, Pamir), under havene minker den og når en minimumstykkelse på 3-4 km.

En enda skarpere seismisk grense som skiller mantelen og kjernen er festet i dybden 2900 km. Ved denne seismiske delen faller P-bølgehastigheten brått fra 13,6 km/s ved bunnen av mantelen til 8,1 km/s ved kjernen; S-bølger - fra 7,3 km / s til 0. Forsvinningen av tverrgående bølger indikerer at den ytre delen av kjernen har egenskapene til en væske. Den seismiske grensen som skiller kjernen og mantelen ble oppdaget i 1914 av den tyske seismologen Gutenberg og blir ofte referert til som Gutenberg-grensen, selv om dette navnet ikke er offisielt.

Skarpe endringer i hastigheten og naturen til bølgepassasjen registreres på dybder på 670 km og 5150 km. Grensen 670 km deler mantelen inn i øvre mantel (33-670 km) og nedre mantel (670-2900 km). Grense 5150 km deler kjernen i en ekstern væske (2900-5150 km) og et indre faststoff (5150-6371 km).

Det noteres også betydelige endringer i det seismiske snittet 410 km dele den øvre mantelen i to lag.

De innhentede dataene om globale seismiske grenser gir grunnlag for å vurdere en moderne seismisk modell av jordens dype struktur.

Det ytre skallet til den faste jorden er jordskorpen avgrenset av Mohorovichic-grensen. Dette er et relativt tynt skall, hvis tykkelse varierer fra 4-5 km under havet til 75-80 km under kontinentale fjellstrukturer. Den øvre skorpen er tydelig utpreget i sammensetningen av sedimentært lag, bestående av ikke-metamorfoserte sedimentære bergarter, blant hvilke vulkaner kan være tilstede, og som ligger under den konsolidert, eller krystallinsk,bark, dannet av metamorfoserte og magmatiske påtrengende bergarter Det er to hovedtyper av jordskorpen - kontinental og oseanisk, fundamentalt forskjellige i struktur, sammensetning, opprinnelse og alder.

kontinental skorpe ligger under kontinentene og deres undervannsmarginer, har en tykkelse på 35-45 km til 55-80 km, 3 lag skilles i sin seksjon. Det øvre laget er som regel sammensatt av sedimentære bergarter, inkludert en liten mengde svakt metamorfoserte og magmatiske bergarter. Dette laget kalles sedimentært. Geofysisk er den preget av en lav P-bølgehastighet i området 2-5 km/s. Gjennomsnittlig tykkelse på sedimentlaget er ca. 2,5 km.
Nedenfor er den øvre skorpen (granitt-gneis eller "granitt" lag), sammensatt av magmatiske og metamorfe bergarter rike på silika (i gjennomsnitt tilsvarer granodioritt i kjemisk sammensetning). Hastigheten til P-bølger i dette laget er 5,9-6,5 km/s. Ved bunnen av den øvre skorpen skilles den seismiske seksjonen fra Konrad ut, noe som reflekterer en økning i hastigheten til seismiske bølger under overgangen til den nedre skorpen. Men denne delen er ikke fikset overalt: i kontinentalskorpen registreres ofte en gradvis økning i bølgehastigheter med dybde.
Den nedre skorpen (granulitt-mafisk lag) er preget av en høyere bølgehastighet (6,7-7,5 km/s for P-bølger), som skyldes en endring i bergartssammensetningen under overgangen fra den øvre mantelen. I følge den mest aksepterte modellen tilsvarer sammensetningen granulitt.

Bergarter av ulike geologiske aldre deltar i dannelsen av kontinentalskorpen, opp til de eldste, omtrent 4 milliarder år gamle.

oseanisk skorpe har en relativt liten tykkelse, gjennomsnittlig 6-7 km. I sin mest generelle form kan to lag skilles i seksjonen. Det øvre laget er sedimentært, preget av lav tykkelse (omtrent 0,4 km i gjennomsnitt) og lav P-bølgehastighet (1,6-2,5 km/s). Det nedre laget - "basalt" - er sammensatt av grunnleggende magmatiske bergarter (over - basalter, under - grunnleggende og ultrabasiske påtrengende bergarter). Hastigheten til langsgående bølger i "basalt"-laget øker fra 3,4-6,2 km/s i basalter til 7-7,7 km/s i de laveste horisontene av jordskorpen.

De eldste bergartene i moderne havskorpe er omtrent 160 millioner år gamle.

Mantel Det er det største indre skallet på jorden når det gjelder volum og masse, avgrenset ovenfra av Moho-grensen, nedenfra av Gutenberg-grensen. I sammensetningen skilles den øvre mantelen og den nedre mantelen, atskilt med en grense på 670 km.

Den øvre manien er delt inn i to lag i henhold til geofysiske trekk. Øverste laget - subcrustal mantel- strekker seg fra Moho-grensen til dybder på 50-80 km under havet og 200-300 km under kontinentene og er preget av en jevn økning i hastigheten til både langsgående og tverrgående seismiske bølger, som forklares av komprimering av bergarter på grunn av det litostatiske trykket i de overliggende lagene. Under den underjordiske mantelen til det globale grensesnittet på 410 km er det et lag med lave hastigheter. Som det følger av navnet på laget, er de seismiske bølgehastighetene i det lavere enn i den underjordiske mantelen. Dessuten avsløres linser som ikke overfører S-bølger i det hele tatt i enkelte områder, noe som gir grunnlag for å si at mantelsubstansen i disse områdene er i delvis smeltet tilstand. Dette laget kalles astenosfæren ( fra det greske "asthenes" - svak og "sphair" - sfære); begrepet ble introdusert i 1914 av den amerikanske geologen J. Burrell, ofte omtalt i engelsk litteratur som LVZ - Lavhastighetssone. Og dermed, astenosfæren- dette er et lag i den øvre mantelen (plassert på en dybde på ca. 100 km under havet og ca. 200 km eller mer under kontinentene), identifisert på grunnlag av en reduksjon i passasjehastigheten til seismiske bølger og har en redusert styrke og viskositet. Asthenosfærens overflate er godt etablert og skarp nedgang resistivitet (opp til verdier på ca. 100 Ohm . m).

Tilstedeværelsen av et plastisk astenosfærisk lag, som er forskjellig i mekaniske egenskaper fra de faste overliggende lagene, gir grunnlag for isolering litosfæren- Jordens solide skall, inkludert jordskorpen og underskorpemantelen, plassert over astenosfæren. Tykkelsen på litosfæren er fra 50 til 300 km. Det skal bemerkes at litosfæren ikke er et monolitisk steinskall av planeten, men er delt inn i separate plater som stadig beveger seg langs plastastenosfæren. Brennpunktene for jordskjelv og moderne vulkanisme er begrenset til grensene til litosfæriske plater.

Dypere enn 410 km i den øvre mantelen forplanter både P- og S-bølger seg overalt, og hastigheten deres øker relativt monotont med dybden.

PÅ nedre mantel, atskilt av en skarp global grense på 670 km, øker hastigheten til P- og S-bølger monotont, uten brå endringer, opp til henholdsvis 13,6 og 7,3 km/s opp til Gutenberg-seksjonen.

I den ytre kjernen synker hastigheten til P-bølger kraftig til 8 km/s, mens S-bølger forsvinner helt. Forsvinningen av tverrgående bølger antyder at den ytre kjernen av jorden er i flytende tilstand. Under seksjonen på 5150 km er det en indre kjerne der hastigheten til P-bølger øker, og S-bølger begynner å forplante seg igjen, noe som indikerer dens faste tilstand.

Den grunnleggende konklusjonen fra hastighetsmodellen til jorden beskrevet ovenfor er at planeten vår består av en serie konsentriske skjell som representerer en jernholdig kjerne, en silikatmantel og en aluminosilikatskorpe.

Jordens geofysiske egenskaper

Fordeling av masse mellom de indre geosfærene

Hoveddelen av jordens masse (ca. 68 %) faller på dens relativt lette, men store mantel, med omtrent 50 % på den nedre mantelen og omtrent 18 % på den øvre. De resterende 32 % av jordens totale masse faller hovedsakelig på kjernen, og dens flytende ytre del (29 % av jordens totale masse) er mye tyngre enn den indre faste delen (omtrent 2 %). Bare mindre enn 1 % av planetens totale masse forblir på jordskorpen.

Tetthet

Tettheten av skjellene øker naturlig mot midten av jorden (se fig.). Gjennomsnittlig tetthet av barken er 2,67 g/cm 3 ; ved Moho-grensen øker den brått fra 2,9-3,0 til 3,1-3,5 g/cm3. I mantelen øker tettheten gradvis på grunn av komprimering av silikatsubstansen og faseoverganger (restrukturering av stoffets krystallinske struktur i løpet av "tilpasning" til økende trykk) fra 3,3 g/cm 3 i subcrustaldelen til 5,5 g/cm 3 i den nedre mantelen . Ved Gutenberg-grensen (2900 km) dobles tettheten nesten brått, opp til 10 g/cm 3 i den ytre kjernen. Et annet hopp i tetthet - fra 11,4 til 13,8 g / cm 3 - skjer ved grensen til den indre og ytre kjernen (5150 km). Disse to skarpe tetthetshoppene har ulik karakter: ved mantel/kjerne-grensen skjer det en endring i stoffets kjemiske sammensetning (overgang fra en silikatmantel til en jernkjerne), og et hopp ved grensen på 5150 km er forbundet med en endring i aggregeringstilstanden (overgang fra en flytende ytre kjerne til en fast indre kjerne) . I midten av jorden når materietettheten 14,3 g/cm 3 .

Press

Trykket i jordens indre beregnes basert på dens tetthetsmodell. Økningen i trykk når du beveger deg bort fra overflaten skyldes flere årsaker:

kompresjon på grunn av vekten av de overliggende skjellene (litostatisk trykk);

faseoverganger i kjemisk homogene skall (spesielt i mantelen);

forskjellen i den kjemiske sammensetningen av skjellene (skorpe og mantel, mantel og kjerne).

Ved foten av kontinentalskorpen er trykket omtrent 1 GPa (nærmere bestemt 0,9 * 10 9 Pa). I jordmantelen øker trykket gradvis, og når 135 GPa ved Gutenberg-grensen. I den ytre kjernen øker trykkvekstgradienten, mens den i den indre kjernen tvert imot avtar. De beregnede trykkverdiene ved grensen mellom den indre og ytre kjernen og nær midten av jorden er henholdsvis 340 og 360 GPa.

Temperatur. Kilder til termisk energi

De geologiske prosessene som skjer på overflaten og i tarmene på planeten skyldes først og fremst termisk energi. Energikilder er delt inn i to grupper: endogene (eller interne kilder), assosiert med generering av varme i planetens tarm, og eksogene (eller eksterne i forhold til planeten). Intensiteten av strømmen av termisk energi fra dypet til overflaten reflekteres i størrelsen på den geotermiske gradienten. geotermisk gradient er temperaturøkningen med dybden, uttrykt i 0 C/km. Den "omvendte" karakteristikken er geotermisk stadium- dybde i meter, ved nedsenking som temperaturen vil øke med 1 0 С. områder med et rolig tektonisk regime. Med dybden avtar verdien av den geotermiske gradienten betydelig, og utgjør et gjennomsnitt på omtrent 10 0 С/km i litosfæren, og mindre enn 1 0 С/km i mantelen. Årsaken til dette ligger i fordelingen av termiske energikilder og arten av varmeoverføring.

Kilder til endogen energi er følgende.
1. Energi av dyp gravitasjonsdifferensiering, dvs. varmefrigjøring under omfordeling av materie i tetthet under dens kjemiske og fasetransformasjoner. Hovedfaktoren i slike transformasjoner er press. Kjerne-mantel-grensen regnes som hovednivået for denne energifrigjøringen.
2. Radiogen varme produsert ved nedbrytning av radioaktive isotoper. I følge noen beregninger bestemmer denne kilden omtrent 25 % varmebølge slippes ut av jorden. Det bør imidlertid tas i betraktning at forhøyet innhold av de viktigste langlivede radioaktive isotopene - uran, thorium og kalium bare observeres i den øvre delen av kontinentalskorpen (isotopisk anrikningssone). For eksempel når konsentrasjonen av uran i granitter 3,5 10 -4%, i sedimentære bergarter - 3,2 10 -4%, mens den i havskorpen er ubetydelig: ca 1,66 10 -7%. Dermed er radiogen varme en ekstra varmekilde i den øvre delen av kontinentalskorpen, som bestemmer den høye verdien av den geotermiske gradienten i denne regionen av planeten.
3. Restvarme, bevart i dypet siden dannelsen av planeten.
4. Solid tidevann, på grunn av månens tiltrekning. Overgangen av kinetisk tidevannsenergi til varme skjer på grunn av indre friksjon i bergmassene. Andelen av denne kilden i den totale varmebalansen er liten - ca 1-2%.

I litosfæren dominerer den ledende (molekylære) varmeoverføringsmekanismen; i den sublitosfæriske mantelen på jorden skjer en overgang til en overveiende konvektiv mekanisme for varmeoverføring.

Beregninger av temperaturer i planetens tarmer gir følgende verdier: i litosfæren på en dybde på omtrent 100 km er temperaturen omtrent 1300 0 C, på en dybde på 410 km - 1500 0 C, på en dybde på 670 km - 1800 0C, ved grensen til kjernen og mantelen - 2500 0 C, i en dybde på 5150 km - 3300 0 C, i midten av jorden - 3400 0 C. I dette tilfellet er det bare den viktigste (og mest sannsynlige for dype soner) ble varmekilden, energien til dyp gravitasjonsdifferensiering, tatt i betraktning.

Endogen varme bestemmer forløpet til globale geodynamiske prosesser. inkludert bevegelse av litosfæriske plater

På overflaten av planeten spilles den viktigste rollen av eksogen kilde varme - solstråling. Under overflaten reduseres effekten av solvarme kraftig. Allerede på et grunt dyp (opptil 20-30 m) er det en sone med konstante temperaturer - et område med dybder hvor temperaturen forblir konstant og er lik den gjennomsnittlige årlige temperaturen i regionen. Under beltet med konstante temperaturer er varme assosiert med endogene kilder.

Jordmagnetisme

Jorden er en gigantisk magnet med et magnetisk kraftfelt og magnetiske poler som er nær geografiske, men ikke sammenfaller med dem. Derfor, i avlesningene av den magnetiske nålen til kompasset, skilles magnetisk deklinasjon og magnetisk helning.

Magnetisk deklinasjon- dette er vinkelen mellom retningen til kompassets magnetiske nål og den geografiske meridianen på et gitt punkt. Denne vinkelen vil være størst ved polene (opptil 90 0) og den minste ved ekvator (7-8 0).

Magnetisk helning- vinkelen som dannes av magnetnålens helning til horisonten. Når du nærmer deg den magnetiske polen, vil kompassnålen innta en vertikal posisjon.

Det antas at forekomsten av et magnetfelt skyldes systemer av elektriske strømmer som oppstår under jordens rotasjon, i forbindelse med konveksjonsbevegelser i den flytende ytre kjernen. Det totale magnetfeltet består av verdiene til jordens hovedfelt og feltet på grunn av ferromagnetiske mineraler i bergartene i jordskorpen. Magnetiske egenskaper er karakteristiske for mineraler - ferromagneter, som magnetitt (FeFe 2 O 4), hematitt (Fe 2 O 3), ilmenitt (FeTiO 2), pyrrhotitt (Fe 1-2 S), etc., som er mineraler og er etablert av magnetiske anomalier. Disse mineralene er preget av fenomenet remanens, som arver orienteringen til jordens magnetfelt som eksisterte på tidspunktet for dannelsen av disse mineralene. Rekonstruksjonen av plasseringen av jordens magnetiske poler i forskjellige geologiske epoker indikerer at magnetfeltet periodisk oppleves inversjon- en endring der de magnetiske polene er reversert. Prosessen med å endre det magnetiske tegnet til det geomagnetiske feltet varer fra flere hundre til flere tusen år og begynner med en intensiv reduksjon i intensiteten til jordens hovedmagnetiske felt til nesten null, deretter etableres den omvendte polariteten, og etter en mens en rask gjenoppretting av intensitet følger, men av motsatt fortegn. Nordpolen tok plassen til Sydpolen og omvendt med en omtrentlig frekvens på 5 ganger i løpet av 1 million år. Den nåværende orienteringen til magnetfeltet ble etablert for rundt 800 tusen år siden.

Planeten vår har flere skjell, er den tredje fra solen, og rangerer på femte plass i størrelse. Vi inviterer deg til å bli bedre kjent med planeten vår, for å studere den i en del. For å gjøre dette vil vi analysere hvert av lagene separat.

Skjell

Det er kjent at jorden har tre skjell:

• Atmosfære.
• Litosfæren.
• Hydrosfære.

Selv etter navnet er det lett å gjette at den første er av luftopprinnelse, den andre er et hardt skall, og den tredje er vann.

Atmosfære

Dette er det gassformede skallet på planeten vår. Dens særegne er at den strekker seg tusenvis av kilometer over bakkenivå. Sammensetningen endres utelukkende av mennesker og ikke til det bedre. Hva er meningen med atmosfæren? Det er så å si vår beskyttende kuppel, som beskytter planeten mot diverse romavfall, som i større grad brenner ut i dette laget.

Beskytter mot de skadelige effektene av ultrafiolett stråling. Men som du vet, er det de som utelukkende dukket opp som et resultat av menneskelig aktivitet. Takket være dette skallet har vi behagelig temperatur og fuktighet. Stort utvalg levende vesener - dette er også hennes fortjeneste. La oss se på strukturen i lag. La oss fremheve de viktigste og mest betydningsfulle av dem.

Troposfæren

Dette er det nederste laget, det er det tetteste. Akkurat nå er du i det. Geonomi, vitenskapen om jordens struktur, omhandler studiet av dette laget. Dens øvre grense varierer fra syv til tjue kilometer, med jo høyere temperatur, jo bredere laget. Hvis vi vurderer jordens struktur i et snitt ved polene og ved ekvator, vil den avvike markant, ved ekvator er den mye bredere.

Hva mer er viktig å si om dette laget? Det er her vannets kretsløp finner sted, sykloner og antisykloner dannes, vind genereres, generelt sett foregår alle prosesser knyttet til vær og klima. Høyt interessant eiendom, som bare strekker seg til troposfæren, hvis du stiger hundre meter, vil lufttemperaturen synke med omtrent en grad. Utenfor dette skallet fungerer loven akkurat det motsatte. Det er ett sted mellom troposfæren og stratosfæren hvor temperaturen ikke endres - tropopausen.

Stratosfæren

Siden vi vurderer jordens opprinnelse og struktur, kan vi ikke hoppe over laget av stratosfæren, hvis navn i oversettelse betyr "lag" eller "gulv".

Det er i dette laget passasjerforinger og supersoniske fly flyr. Merk at luften her er svært sjelden. Temperaturen endres med stigningen fra minus femtiseks til null, dette fortsetter til selve stratopausen.

Er det liv der?

Uansett hvor paradoksalt det kan høres ut, men i 2005 ble livsformer oppdaget i stratosfæren. Dette er et slags bevis på teorien om livets opprinnelse på planeten vår, hentet fra verdensrommet.

Men kanskje er dette muterte bakterier som har klatret til slike rekordhøyder. Uansett sannhet er en ting overraskende: ultrafiolett skader ikke bakterier på noen måte, selv om det er de som dør i utgangspunktet.

Ozonlaget og mesosfæren

Når vi studerer jordens struktur i et avsnitt, kan vi legge merke til det velkjente ozonlaget. Som nevnt tidligere er det han som er vårt skjold mot ultrafiolett stråling. La oss se hvor han kom fra. Merkelig nok, men det ble skapt av innbyggerne på planeten selv. Vi vet at planter produserer oksygenet vi trenger for å puste. Den stiger gjennom atmosfæren når den møter ultrafiolett stråling, reagerer, som et resultat, ozon oppnås fra oksygen. En ting er overraskende: ultrafiolett er involvert i produksjonen av ozon og beskytter innbyggerne på planeten Jorden mot det. I tillegg, som et resultat av reaksjonen, varmes atmosfæren rundt. Det er også veldig viktig å vite at ozonlaget grenser til mesosfæren, det er ikke noe liv utenfor det og kan ikke være det.

Når det gjelder det neste laget, er det mindre studert, siden bare raketter eller fly med rakettmotorer kan bevege seg gjennom dette rommet. Temperaturen her når minus hundre og førti grader Celsius. Når man studerer jordens struktur i en seksjon, er dette laget det mest interessante for barn, fordi det er takket være det vi ser fenomener som starfall. Et interessant faktum er at det faller opptil hundre tonn kosmisk støv på jorden hver dag, men det er så lite og lett at det kan ta opptil en måned å sette seg.

Det er en oppfatning at dette støvet kan forårsake regn, som utslipp etterpå atomeksplosjon eller vulkansk aske.

Termosfære

Vi vil finne den i en høyde av åttifem til åtte hundre kilometer. Særpreget trekk- høy temperatur, likevel er luften svært sjelden, dette er hva en person bruker når han skyter opp satellitter. Luftmolekyler er rett og slett ikke nok til å varme opp den fysiske kroppen.

Termosfæren er kilden til nordlyset. Veldig viktig: hundre kilometer er den offisielle grensen til atmosfæren, selv om det ikke er noen åpenbare tegn. Å fly forbi denne linjen er ikke umulig, men veldig vanskelig.

Eksosfære

Med tanke på en del vil vi se dette skallet som det siste eksterne. Den ligger i en høyde på mer enn åtte hundre kilometer over bakken. Dette laget er preget av at atomer enkelt og uhindret kan fly inn i det ytre rom. Det antas at atmosfæren på planeten vår slutter med dette laget, høyden fra er omtrent to til tre tusen kilometer. Nylig har følgende blitt oppdaget: partikler som har rømt fra eksosfæren danner en kuppel, som ligger i en høyde på rundt tjue tusen kilometer.

Litosfæren

Dette er jordens solide skall, har en tykkelse på fem til nitti kilometer. I likhet med atmosfæren er den skapt av stoffer som frigjøres fra den øvre mantelen. Det er verdt å være oppmerksom på det faktum at dannelsen fortsetter til i dag, hovedsakelig forekommer den på bunnen av havet. Grunnlaget for litosfæren er krystallene som dannes etter avkjøling av magma.

Hydrosfære

Dette er vannskallet på jorden vår, det er verdt å merke seg at vann dekker mer enn sytti prosent av hele planeten. Alt vann på jorden er vanligvis delt inn i:

• Verdenshavet.
• overflatevann.
• Grunnvannet.

Totalt er det mer enn 1300 millioner kubikkkilometer vann på planeten Jorden.

jordskorpen

Så hva er strukturen til jorden? Den har tre komponenter: atmosfære, litosfære og hydrosfære. La oss ta en titt på hvordan jordskorpen ser ut. Jordens indre struktur er representert av følgende lag:

• Bark.
• Geosfære.
• Kjerne.

I tillegg har jorden gravitasjonsfelt, magnetiske og elektriske felt. Geosfærer kan kalles: kjerne, mantel, litosfære, hydrosfære, atmosfære og magnetosfære. De er forskjellige i tettheten til stoffene som utgjør dem.

Kjerne

Legg merke til at jo tettere stoffet er, jo nærmere planetens sentrum er det. Det vil si at det kan hevdes at det tetteste stoffet på planeten vår er kjernen. Som du vet, består den av to deler:

• Intern (solid).
• Ekstern (væske).

Hvis vi tar hele kjernen, vil radien være omtrent tre og et halvt tusen kilometer. Innsiden er solid ettersom det er mer trykk. Temperaturen når fire tusen grader Celsius. Sammensetningen av den indre kjernen er et mysterium for menneskeheten, men det er en antagelse om at den består av rent nikkeljern, men dens flytende del (ytre) består av jern med urenheter av nikkel og svovel. Det er den flytende delen av kjernen som forklarer oss tilstedeværelsen av et magnetfelt.

Mantel

I likhet med kjernen består den av to deler:

• Nedre mantel.
• Øvre mantel.

Mantelmaterialet kan studeres takket være kraftige tektoniske løft. Det kan hevdes at det er i en krystallinsk tilstand. Temperaturen når to og et halvt tusen grader Celsius, men hvorfor smelter den ikke? Takket være det sterke presset.

Bare astenosfæren er i flytende tilstand, mens litosfæren flyter i dette laget. Den har en fantastisk funksjon: med kort belastning er den solid, og med lang belastning er den plast.

Huske! Hva vet du om den indre strukturen til jorden, om typene av strukturen til jordskorpen? Hva er plattformer og geosynclines? Hva er forskjellene mellom gamle og unge plattformer? Ved å bruke kartet "Strukturen av jordskorpen" i atlaset "Geografi av kontinenter og hav", bestemme mønstrene for plassering av eldgamle plattformer og foldede belter i forskjellige aldre. Hva vet du om relieffet, fjellene og slettene, under påvirkning av hvilke prosesser dannes jordens relieff?

Jorden har en kompleks indre struktur. Jordens struktur bedømmes hovedsakelig på grunnlag av seismiske data - etter hastigheten på bølgene som oppstår under jordskjelv. Direkte observasjoner er bare mulig på grunt dyp: de dypeste brønnene har trengt inn i litt over 12 km av jordens tykkelse (Kola Superdeep).

Tre hovedlag skilles i jordens struktur (fig. 15): jordskorpen, mantelen og kjernen.

Ris. 15. Jordens indre struktur:

1 - jordskorpen, 2 - mantel, 3 - astenosfæren, 4 - kjerne

jordskorpen på jordens skala er det en tynn film. Dens gjennomsnittlige tykkelse er omtrent 35 km.

Mantel strekker seg til en dybde på 2900 km. Inne i mantelen, på 100-250 km dyp under kontinentene og 50-100 km under havet, begynner et lag med økt plastisitet av materie, nær smelting, den s.k. astenosfæren. Basen til astenosfæren ligger på 400 km dyp. Jordskorpen, sammen med det øvre faste laget av mantelen over asthenosfæren, kalles litosfæren (fra gresk lithos - stein). Litosfæren er, i motsetning til asthenosfæren, et relativt skjørt skall. Den brytes av dype forkastninger i store blokker kalt litosfæriske plater. Platene beveger seg sakte langs astenosfæren i horisontal retning.

Kjerne ligger på dybder fra 2900 til 6371 km, det vil si at radiusen til kjernen opptar mer enn halvparten av jordens radius. Det antas, ifølge seismologiske data, at i den ytre delen av kjernen er stoffene i en smeltet mobil tilstand og at på grunn av planetens rotasjon, elektriske strømmer som skaper Jordens magnetfelt; den indre delen av kjernen er hard.

Trykk og temperatur øker med dybden, som ifølge beregninger er ca 5000°C i kjernen.

Jordlagene har en annen materialsammensetning, som er assosiert med differensieringen av det primære kalde stoffet på planeten under forhold med sterk oppvarming og delvis smelting. Det antas at i dette tilfellet "sanket" tyngre elementer (jern, nikkel, etc.), og relativt lette (silisium, aluminium) "flott". Den første dannet kjernen, den andre - jordskorpen. Gasser og vanndamp ble samtidig frigjort fra smelten, som dannet den primære atmosfæren og hydrosfæren.

Jordens alder og det geologiske regnskapet

Jordens absolutte alder, ifølge moderne konsepter, antas å være 4,6 milliarder år. Alderen til de eldste bergartene på jorden - granittgneiser funnet på land, er omtrent 3,8-4,0 milliarder år.

Om hendelsene i den geologiske fortiden i deres kronologiske rekkefølge gir en idé om en enkelt internasjonal geokronologisk skala(Tabell 1). Dens viktigste tidsinndelinger er epoker: Arkeisk, Proterozoikum, Paleozoikum, Mesozoikum, Kenozoikum. Det eldste intervallet for geologisk tid, inkludert arkeisk og proterozoikum, kalles Prekambrium. Det dekker en enorm tidsperiode - nesten 90% av hele jordens geologiske historie. Neste uthevet Paleozoikum (« eldgammelt liv”) epoke (fra 570 til 225-230 millioner år siden), Mesozoikum("middelalderen") epoken (fra 225-230 til 65-67 millioner år siden) og Kenozoikum(«nytt liv») æra (fra 65-67 millioner år siden til i dag). Innenfor epoker skilles det ut mindre tidsintervaller - perioder.

N. Kelder i boken "Restless Earth" (M., 1975), for en visuell representasjon av geologisk tid, gir en så interessant sammenligning: "Hvis vi konvensjonelt tar et mega-århundre (10 8 år) som ett år, så alderen av planeten vår vil være lik 46 år. Biografer vet ikke noe om de første syv årene av hennes liv. Informasjon knyttet til en senere "barndom" er registrert i de eldste bergartene på Grønland og Sør-Afrika ... Mesteparten av informasjonen fra jordens historie, inkludert slike viktig poeng, som fremveksten av liv, refererer til de siste seks årene ... Inntil 42-årsalderen var kontinentene praktisk talt livløse. I en alder av 45 – for bare ett år siden – var jorden utsmykket med frodig vegetasjon. På den tiden blant

Tabell 1.

Geologisk målestokk

dyr ble dominert av gigantiske reptiler, spesielt dinosaurer. Omtrent samme periode faller også begynnelsen på kollapsen av det siste gigantiske superkontinentet.

Dinosaurer forsvant fra jordens overflate for åtte måneder siden. De ble erstattet av mer høyt organiserte dyr - pattedyr. Et sted i midten av forrige uke i Afrika skjedde det en transformasjon av noen menneskeaper til ape-lignende mennesker, og på slutten av samme uke traff en rekke siste storslåtte istider jorden. Litt mer enn fire timer har gått siden en ny slekt med høyt organiserte dyr, senere kjent som Homo sapiens, begynte å tjene til livets opphold ved å jakte på ville dyr; og bare en time utgjør hans erfaring med å gjøre Jordbruk og overgangen til en stillesittende livsstil. Storhetstiden til den industrielle kraften til det menneskelige samfunnet faller i siste øyeblikk ... ".

Sammensetningen og strukturen til jordskorpen

Jordskorpen består av magmatiske, sedimentære og metamorfe bergarter. Magmatiske bergarter dannes under utbruddet av magma fra jordens dype soner og dens størkning. Hvis magma trenger inn i jordskorpen og sakte stivner under forhold høytrykk i dybden, dannet påtrengende steiner(granitt, gabbro, etc.), når det helles ut og raskt herder på overflaten - oversvømmende(basalt, vulkansk tuff, etc.). Mange mineraler er assosiert med magmatiske bergarter: titan-magnesium, krom, kobber-nikkel og andre malmer, apatitter, diamanter, etc.

Sedimentære bergarter dannes direkte på jordens overflate på forskjellige måter: enten på grunn av den vitale aktiviteten til organismer - organiske bergarter(kalkstein, kritt, kull, etc.), eller under ødeleggelse og påfølgende avsetning av forskjellige bergarter - klassiske bergarter(leire, sand, buldrejord osv.), eller på bekostning av kjemiske reaksjoner som vanligvis forekommer i vannmiljøet, - bergarter av kjemisk opprinnelse(bauksitter, fosforitter, salter, malmer av enkelte metaller, etc.). Mange sedimentære bergarter er verdifulle mineraler: olje, gass, kull, torv, bauxitter, fosforitter, salter, jern- og manganmalm, ulike byggematerialer, etc.

metamorfe bergarter oppstår som et resultat av endringen (metamorfosen) av ulike bergarter som finnes i dypet, under påvirkning av høye temperaturer og trykk, samt varme løsninger og gasser som stiger opp fra mantelen (gneis, marmor, krystallskifer, etc.). I prosessen med metamorfose av bergarter dannes forskjellige mineraler: jern, kobber, polymetallisk, uran og andre malmer, gull, grafitt, edelstener, ildfaste materialer osv.

Jordskorpen består hovedsakelig av krystallinske bergarter av magmatisk og metamorf opprinnelse. Imidlertid er den heterogen i sammensetning, struktur og kraft. Skille to hovedtyper av jordskorpen: kontinental og oseanisk. Den første er karakteristisk for kontinenter (kontinenter), inkludert deres undervannsmarginer til en dybde på 3,5-4,0 km under nivået av verdenshavet, den andre - til havbassenger (havbunn).

kontinental skorpe består av tre lag: sedimentær med en tykkelse på 20-25 km, granitt (granitt-gneis) og basalt. Dens totale tykkelse er omtrent 60-75 km i fjellområder, 30-40 km på slettene.

oseanisk skorpe også tre lag. Et tynt (omtrent 1 km i gjennomsnitt) lag av løse marine sedimenter av silisiumkarbonat-sammensetning ligger over. Under det er et lag med basaltlavaer. Det er ikke noe granittlag mellom sediment- og basaltlaget (i motsetning til kontinentalskorpen), noe som bekreftes av mange borehull. Det tredje laget (ifølge mudringsdata) består av magmatiske bergarter - hovedsakelig gabbro. Den totale tykkelsen på havskorpen er i gjennomsnitt 5-7 km. Noen steder på bunnen av verdenshavet (vanligvis langs store forkastninger) stikker til og med bergartene i den øvre mantelen opp til overflaten.De utgjør også øya São Paulo utenfor kysten av Brasil.

Dermed skiller havskorpen seg, både i sammensetning og tykkelse, så vel som i alder (den er ikke eldre enn 160-180 millioner år), betydelig fra den kontinentale skorpen. Sammen med disse to hovedtypene av jordskorpen finnes det flere varianter overgangsbark.

kontinenter, inkludert deres undervannsmarginer, og hav er de største strukturelle elementene i jordskorpen. Innenfor deres grenser tilhører hovedområdet rolige plattformområder, det mindre tilhører mobile geosynklinale belter (geosynkliner). Utviklingen av strukturen til jordskorpen gikk hovedsakelig fra geosynkliner til plattformer. Men denne prosessen er delvis reversibel på grunn av dannelsen av rifter (rift - engelsk, sprekk, feil) på plattformene, deres videre åpning (for eksempel Rødehavet) og blir til et hav.

Geosynclines - store mobile svært dissekerte områder av jordskorpen med tektoniske bevegelser av ulik intensitet og retning. Det er to hovedstadier i utviklingen av geosynkliner.

Den første - hovedstadiet når det gjelder varighet - preget av fordypning og maritimt regime. Samtidig akkumuleres en tykk (opptil 15-20 km) tykkelse av sedimentære og vulkanske bergarter i dyphavsbassenget, forhåndsbestemt av dype forkastninger. Utstrømningen av lava, samt inntrenging og størkning av magma på forskjellige dyp, er mest karakteristisk for de indre delene av geosynkliner. Metamorfose, og deretter folding, manifesteres også kraftigere her. I de marginale delene av geosynklinen akkumuleres hovedsakelig sedimentære lag, magmatismen er svekket eller til og med fraværende.

Den andre fasen i utviklingen av geosynkliner er kortere i varighet - er preget av intense oppadgående bevegelser, som de siste tektoniske hypotesene assosierer med konvergens og kollisjon av litosfæriske plater. På grunn av sidetrykket blir bergartene kraftig knust til komplekse folder og magma introduseres for å danne hovedsakelig granitt. Samtidig blir den primære tynne oseaniske skorpen, på grunn av forskjellige deformasjoner av bergarter, magmatisme, metamorfose og andre prosesser, til en mer kompleks sammensetning, kraftig og stiv. kontinental (fastlands) skorpe. Som et resultat av hevingen av territoriet trekker havet seg tilbake, først dannes skjærgårder med vulkanske øyer, og deretter et sammensatt foldet fjellland.

I fremtiden, over titalls - hundrevis av millioner år, blir fjellene ødelagt, en del av jordskorpen over et stort område er dekket med et dekke av sedimentære bergarter og blir til en plattform.

Plattformer - omfattende mest stabile, for det meste flate blokker av jordskorpen. De har vanligvis en uregelmessig polygonal form på grunn av store forkastninger. Plattformer har en typisk kontinental eller oseanisk skorpe, og er deretter delt inn i fastland og oseanisk. De tilsvarer de flate hovedtrinnene i relieffet av jordoverflaten på land og havbunnen. Kontinentale plattformer har en to-lags struktur. Det nederste laget kalles fundamentet. Den består av metamorfe bergarter krøllet sammen i folder, gjennomsyret av størknet magma, brutt i blokker av forkastninger. Grunnlaget ble dannet i det geosynklinale utviklingsstadiet. Øvre lag - sedimentært dekke - Den er hovedsakelig sammensatt av sedimentære bergarter av en senere alder, som forekommer relativt horisontalt. Dannelsen av kappen tilsvarer plattformens utviklingsstadium.

Plattformseksjoner hvor fundamentet er nedsenket til en dybde under sedimentdekket kalles plater. De okkuperer hovedområdet på plattformene. Stedene hvor det krystallinske fundamentet kommer til overflaten kalles skjold. Det er eldgamle og unge plattformer. De skiller seg først og fremst i alderen til den foldede kjelleren: i de gamle plattformene ble den dannet i prekambrium, for mer enn 1,5 milliarder år siden, hos de unge - i paleozoikum.

Det er ni store eldgamle prekambriske plattformer på jorden. De nordamerikanske, østeuropeiske og sibirske plattformene danner den nordlige raden, den søramerikanske, afrikansk-arabiske, hindustan, australske og antarktiske - den sørlige raden. Fram til midten av mesozoikum var plattformene i den sørlige raden en del av et enkelt superkontinent. Gondwana. Mellomstilling er besatt kinesisk plattform. Det er en oppfatning at alle eldgamle plattformer er fragmenter av et stort enkelt prekambrisk massiv av kontinentalskorpen - Pangea.

Gamle plattformer er de mest stabile blokkene i sammensetningen av kontinentene, derfor er de deres grunnlag, et stivt skjelett. De er skilt fem geosynklinale belter, oppsto på slutten av prekambrium i forbindelse med splittelsen av Pangea. Tre av dem - Nord-Atlanteren, Arktis og Ural-Okhotsk - fullførte sin utvikling hovedsakelig i Paleozoikum. To - Middelhavet (Alpine-Himalaya) og Stillehavet - fortsetter delvis utviklingen i moderne tid.

Innenfor geosynklinale belter fullførte de forskjellige delene sin utvikling i forskjellige tektoniske epoker. I den geologiske historien de siste milliard år er det flere tektoniske sykluser (epoker): Baikal en syklus datert til slutten av Proterozoic - begynnelsen av Paleozoic (1000-550 millioner år i absolutt kronologi), kaledonsk - tidlig paleozoikum (550-400 millioner år), Hercynian- sen paleozoikum (400-210 millioner år), Mesozoikum(210-100 millioner år) og kenozoisk, eller alpint(100 millioner år - frem til i dag). Følgelig slipper de ut på land områder av Baikal, Caledonian, Hercynian, Mesozoic og Kenozoic (Alpine) folder. Ofte kalles de Baikal, Caledonian og andre foldede belter.

Forholdene for forekomst av bergarter i jordskorpen er reflektert i undersøkelsen tektonisk kart over verden. Områder er identifisert på den, dannelsen av den foldede strukturen ble fullført på forskjellige stadier av brettingen. De er bedre studert og mer pålitelig vist i landet. Gamle plattformer og foldede belter (regioner) i forskjellige aldre som rammer inn dem er avbildet i visse farger. Gamle plattformer (ni store og flere små) er malt i rødlige toner: lysere på skjold, mindre lyse på plater i gult.

I områdene med Baikal, Caledonian og Hercynian folders ble fjellstrukturer senere betydelig ødelagt. Over store områder viste deres foldede strukturer seg å være dekket ovenfra av kontinentale og grunt-marine sedimentære bergarter og ble stabile. I relieffet uttrykkes de ved sletter. Disse er de såkalte unge plattformer(for eksempel vestsibirsk, turan, etc.). På det tektoniske kartet er de avbildet som lysere nyanser av hovedfargen til det brettede beltet de befinner seg innenfor. Unge plattformer, i motsetning til de gamle, danner ikke isolerte massiver, men er festet til de eldgamle plattformene.

Fra en sammenligning av de fysiske og tektoniske kartene over verden, følger det at fjellene hovedsakelig tilsvarer mobile foldede belter i forskjellige aldre, slettene til gamle og unge plattformer.

Konseptet med lettelse. Geologiske relieffdannende prosesser

Moderne lettelse - et sett med uregelmessigheter på jordens overflate av forskjellige skalaer. De kalles landformer. Relieffet ble dannet som et resultat av samspillet mellom interne (endogene) og eksterne (eksogene) geologiske prosesser.

Landformer er forskjellige i størrelse, struktur, opprinnelse, utviklingshistorie osv. Skille konvekse (positive) landformer(fjellkjede, bakke, bakke osv.) og konkave (negative) former(mellomfjellsbasseng, lavland, raviner osv.).

De største landformene - kontinenter og oseaniske depresjoner og store former - fjell og sletter, ble først og fremst dannet på grunn av aktiviteten til jordens indre krefter. Mellomstore og små relieffformer - elvedaler, åser, raviner, sanddyner og andre, lagt over større former, ble skapt av forskjellige eksterne krefter.

Geologiske prosesser er basert på ulike energikilder. Kilden til interne prosesser er varme som genereres under radioaktivt forfall og gravitasjonsdifferensiering av stoffer inne i jorden. Energikilde til eksterne prosesser - solstråling, som forvandler jorden til energien til vann, is, vind, etc.

Interne (endogene) prosesser

Ulike tektoniske bevegelser av jordskorpen er assosiert med interne prosesser, og skaper hovedformene for jordens lettelse, magmatisme og jordskjelv. Tektoniske bevegelser manifesteres i langsomme vertikale svingninger av jordskorpen, i dannelsen av steinfolder og forkastninger.

Langsomme vertikale oscillerende bevegelser - hevninger og innsynkninger av jordskorpen - skjer kontinuerlig og overalt, og endrer seg i tid og rom gjennom geologisk historie. De er plattformspesifikke. De er assosiert med havets fremmarsj og følgelig en endring i kontinentenes og havenes kontur. For eksempel stiger den skandinaviske halvøya sakte, men den sørlige kysten av Nordsjøen synker. Hastigheten på disse bevegelsene er opptil flere millimeter per år.

Under foldede tektoniske forstyrrelser av berglag bøyningene av lagene uten å forstyrre deres kontinuitet er underforstått. Bretter varierer i størrelse, og små kompliserer ofte store, i form, opprinnelse osv.

Til diskontinuerlige tektoniske forstyrrelser av berglag forholde seg feil. De kan være forskjellige i dybden (enten innenfor jordskorpen, eller kutte den og gå inn i mantelen opp til 700 km), i lengde, varighet av utviklingen, uten forskyvning av deler av jordskorpen eller med forskyvning av blokker av jordskorpen skorpe i horisontal og vertikal retning, etc. d.

Brettede og diskontinuerlige deformasjoner (forstyrrelser) av lagene i jordskorpen mot bakgrunnen av den generelle tektoniske løftingen av territoriet fører til dannelsen av fjell. Derfor kombineres foldede og diskontinuerlige bevegelser under vanlig navn orogen(fra gresk. th - fjell, genos - fødsel), dvs. bevegelser som skaper fjell (orogener).

Under fjellbygging er hevingshastigheten alltid mer intens enn prosessene med ødeleggelse og riving av materiale.

Folding og diskontinuerlige tektoniske bevegelser er ledsaget, spesielt i fjellene, av magmatisme, bergartmetamorfose og jordskjelv.

Magmatisme assosieres først og fremst med dype forkastninger som krysser jordskorpen og går inn i mantelen. Avhengig av graden av penetrering av magma fra mantelen inn i jordskorpen, er den delt inn i to typer: påtrengende, når magma, før den når jordoverflaten, fryser på en dybde, og overstrømmende, eller vulkanisme, når magma bryter gjennom jordskorpen og renner ut på jordoverflaten. Samtidig frigjøres mange gasser fra den, den opprinnelige sammensetningen endres, og den blir til lava. Sammensetningen av lavaene er veldig mangfoldig. Utbrudd forekommer enten langs sprekker (denne typen utbrudd rådde under de første stadiene av dannelsen av jorden), eller gjennom smale kanaler i skjæringspunktet mellom forkastninger, kalt ventiler.

Med sprekkutløp, omfattende lavaplater(på Deccan-platået, på det armenske og etiopiske høylandet, på det sentrale sibirske platået osv.). I historisk tid skjedde det betydelige utstrømninger av lavaer på Hawaii-øyene, på Island er de veldig karakteristiske for midthavsryggene.

Hvis magma stiger langs ventilen, dannes det under utstrømninger, vanligvis flere, forhøyninger - vulkaner med en traktformet forlengelse øverst, kalt krater. De fleste vulkanene er kjegleformede og består av løse utbrudd med størknet lava. For eksempel, Klyuchevskaya Sopka, Fujiyama, Elbrus, Ararat, Vesuv, Krakatau, Chimbaraso, etc. Vulkaner er delt inn i aktive(det er mer enn 600 av dem) og utryddet. Flertall aktive vulkaner ligger blant de unge fjellene i kenozoisk folding. Det er mange av dem langs store forkastninger i tektonisk mobile områder, inkludert på bunnen av havene langs aksene til midthavsrygger. Langs kysten av Stillehavet er hovedsonen av vulkaner - Stillehavets ildring hvor det er mer enn 370 aktive vulkaner (øst i Kamchatka, etc.).

På steder med dempning av vulkansk aktivitet er varme kilder karakteristiske, inkludert periodisk fossende - geysirer, utslipp av gasser fra kratere og sprekker, som indikerer aktive prosesser i dypet av tarmene.

Vulkanutbrudd lar forskere se titalls kilometer dypt inn i jorden, for å forstå hemmelighetene bak dannelsen av mange typer mineraler. Ansatte ved vulkanologiske stasjoner holder vakt døgnet rundt for å kunne forutsi begynnelsen av vulkanutbrudd og forhindre naturkatastrofer knyttet til dem. Vanligvis er den største skaden forårsaket ikke så mye av lavastrømmer som av gjørmestrømmer. De oppstår på grunn av den raske smeltingen av isbreer og snø på toppen av vulkaner og kraftig nedbør fra kraftige skyer til frisk vulkansk "aske" bestående av rusk og støv. Hastigheten på gjørmestrømmene kan nå 70 km/t og spres over en avstand på opptil 180 km. Så, som et resultat av utbruddet av Ruiz-vulkanen i Colombia 13. november 1985, smeltet lava hundretusenvis av kubikkmeter snø. De resulterende gjørmestrømmene svelget byen Armero med en befolkning på 23 tusen mennesker.

Også assosiert med endogene prosesser jordskjelv - plutselige underjordiske sjokk, risting og forskyvning av lag og blokker av jordskorpen. Jordskjelvkilder er begrenset til forkastningssoner. I de fleste tilfeller ligger jordskjelvsentre på noen titalls kilometers dyp i jordskorpen. Noen ganger ligger de imidlertid i den øvre mantelen på en dybde på opptil 600-700 km, for eksempel langs Stillehavskysten, i Det karibiske hav og andre områder. Elastiske bølger som oppstår i kilden, når overflaten, forårsaker dannelse av sprekker, dens svingninger opp og ned, forskyvning i horisontal retning. Således, langs den mest studerte San Andreas-forkastningen i California (mer enn 1000 km lang, løper langs California-bukten til San Francisco), er den totale horisontale forskyvningen av bergarter fra det øyeblikket den ble startet i jura til i dag anslått til 580 km. Den gjennomsnittlige forskyvningsraten er nå oppe i 1,5 cm/år. Det er assosiert med hyppige jordskjelv. Intensiteten til jordskjelv er estimert på en tolvpunktsskala basert på deformasjonen av jordlagene og graden av skade på bygninger. Hundretusenvis av jordskjelv er registrert på jorden hvert år, det vil si at vi lever på en urolig planet. Under katastrofale jordskjelv endres terrenget i løpet av sekunder, kollapser og skred oppstår i fjellene, byer blir ødelagt, mennesker dør. Jordskjelv på kysten og bunnen av havene forårsaker bølger - flodbølge. Blant de katastrofale jordskjelvene de siste tiårene er: Ashgabat (1948), Chilensk (1960), Tasjkent (1966), Mexico City (1985), Armensk (1988). Vulkanutbrudd er også ledsaget av jordskjelv, men disse jordskjelvene er begrenset.

Eksterne (eksogene) prosesser

I tillegg til interne prosesser, påvirkes avlastningen av jordoverflaten samtidig av ulike ytre krefter. Aktiviteten til enhver ekstern faktor består av prosessene med ødeleggelse og riving av bergarter (denudering) og avsetning av materiale i fordypninger (akkumulering). Dette er innledet med forvitring - steinødeleggelsesprosessen under påvirkning av en kraftig svingning i temperatur og frysing av vann i sprekker i bergarten, samt en kjemisk endring i deres sammensetning under påvirkning av luft og vann som inneholder syrer, alkalier og salter. Levende organismer deltar også i forvitring. Det er to hovedtyper av forvitring: fysisk og kjemisk. Som et resultat av steinforvitring dannes det løse avsetninger som er praktiske å bevege seg med vann, is, vind osv.

Den viktigste ytre prosessen på jordens overflate er aktiviteten til rennende vann. . Den er praktisk talt allestedsnærværende, bortsett fra i polarområdene og fjell dekket med isbreer, og er begrenset til ørkener. På grunn av rennende vann skjer en generell senking av overflaten under påvirkning av riving av jord og bergarter, slike erosjonsrelieffer som raviner, bjelker, elvedaler, samt akkumulerende former - alluviale vifter av bjelker og raviner, elvedeltaer er dannet.

Raviner er langstrakte forsenkninger med bratte, usoddte skråninger og en voksende topp. De er skapt av midlertidige strømmer. Dannelsen deres, i tillegg til naturlige faktorer (tilstedeværelse av skråninger, lett erodert jord, mye nedbør, rask snøsmelting, etc.), tilrettelegges av mennesker med deres irrasjonelle aktiviteter (rydding av skog og enger, brøyting av skråninger, spesielt fra topp til bunn, etc.).

Bjelker, i motsetning til raviner, har sluttet å vokse, skråningene deres er vanligvis mindre bratte, okkupert av enger og skog. Ravine-bjelke-relieffet er veldig karakteristisk for det sentrale russiske, Volga og andre høyland. Det dominerer High Plains i USA, Ordos-platået i Kina, etc. Raviner og raviner skaper vanskeligheter for landbruksutvikling av territoriet, vei og annen konstruksjon, senker nivået grunnvann forårsake andre negative konsekvenser.

I fjellet flyter midlertidige gjørmestein, kalt gjørmestrømmer. Innholdet av fast materiale i dem kan nå 75% av den totale massen av strømmen. Gjørmestrømmer flytter en enorm mengde skadelig materiale til foten av fjellene. Gjørmestrømmer er assosiert med katastrofal ødeleggelse av landsbyer, veier, demninger.

Stort permanent, destruktivt arbeid, både i fjellet og på viddene, utføres av elver. I fjellet, ved hjelp av fjelldaler og tektoniske forkastninger, danner de dype trange elvedaler med bratte skråninger som kløfter, hvor det utvikles ulike skråningsprosesser som reduserer fjell. På slettene jobber også elvene aktivt, vasker bort bakkene og utvider dalen til titalls kilometer bred. I motsetning til fjellelver har de det flomsletten. Bakkene av elvedaler i slettene har vanligvis flomsletten terrasser - tidligere flomsletter, noe som indikerer det periodiske snittet av elver. Flomsletter og elveleier fungerer som nivåene som raviner og raviner er "festet" til. Derfor forårsaker senkingen deres vekst og innsnitt av raviner, en økning i brattheten til bakkene ved siden av dem, jorderosjon, etc.

Overflateflytende vann over lang geologisk tid er i stand til å produsere enormt ødeleggende arbeid i fjellene og på slettene. Det er med dem at dannelsen av slettene i stedet for de en gang fjellrike landene først og fremst er forbundet.

Et visst ødeleggende arbeid i fjellet og på viddene utføres av isbreer. De okkuperer rundt 11% av landet. Mer enn 98 % av moderne isbreer skjer på arkbreene i Antarktis, Grønland og polarøyene, og bare rundt 2 % på fjellbreer. Tykkelsen på dekkbreene er opptil 2-3 km og mer. I fjellet okkuperer isbreer flate topper, forsenkninger i bakkene og fjelldaler. Dalbreer fjerner fra fjellene alt materialet som kommer til overflaten fra bakkene, og det som det pløyer opp når det beveger seg langs underglasialbunnen. Materialet som breen transporterer i form av usortert leir og sandholdig leir med svaberg, den såkalte morene, avsettes i kanten av breen, og føres deretter til foten av fjellet av elver som starter ved kanten av breen. isbreer.

Under den maksimale kvartære isbreen var arealet av isbreer på slettene tre ganger større enn nå, og fjellbreer i subpolare og tempererte breddegrader gikk ned til foten.

Under de kvartære istidene var de skandinaviske fjellene, Polar Ural, nord for Rocky Mountains, samt høylandet på Kolahalvøya, Karelia, Labradorhalvøya osv. sentrene og områdene for bredrift. lam panner, avlang i breens bevegelsesretning pløye huler Sørover, i en avstand på 1000-2000 km fra issentrene, er det områder med breavsetninger i form av uordnete bakke- og åshauger som har overlevd til i dag. Følgelig utførte arkbreene på slettene ikke bare ødeleggende, men også kreativt arbeid.

Vind er en allestedsnærværende faktor på jorden. Imidlertid er hans destruktive og kreative arbeid mest fullstendig manifestert i ørkenene. Det er tørt der, det er nesten ingen vegetasjon, det er mange løse løse partikler - produkter av intens fysisk forvitring forårsaket av et kraftig temperaturfall i løpet av dagen. Landformer skapt av vinden kalles eolian(oppkalt etter den greske guden Aeol - vindenes herre). I steinørkener blåser vinden ikke bare ut små partikler som er dannet på grunn av ødeleggelsesprosesser. Vind-sandstrømmen sliper steinene, gir dem bisarre former og ødelegger dem til slutt og jevner ut overflaten.

I sandete ørkener dannes vinden sanddyner - halvmåneformede åser som beveger seg med hastigheter opp til 50 m/år, samt rygger, hauger og andre eoliske former festet av vegetasjon. På kysten av havet og elvene danner brisen på dagtid sandbakker - sanddyner(for eksempel; på kysten av Biscayabukta i Frankrike, ifølge sørkystenØstersjøen, hvor de er bevokst med furuskog og lyng).

I pløyde stepper og halvørkenområder med ustabil fuktighet, støvstormer, hvor det øverste jordlaget, sammen med frø, noen ganger skudd, rives av av sterk vind og transporteres titalls kilometer fra rivningsstedet og avsettes foran hindringer eller i forsenkninger hvor vindkraften avtar.

Et visst bidrag til endringen i jordoverflaten gis av Grunnvannet, løse opp noen steiner, permafrost, bølgeskjærende aktivitet på havkysten, i tillegg til Menneskelig.

Dermed dannes avlastningen av jorden på grunn av indre og ytre krefter - evige antagonister. Interne prosesser skape de viktigste uregelmessighetene på jordens overflate, og ytre prosesser, på grunn av ødeleggelse av konvekse former og akkumulering av materiale i konkave former, har en tendens til å ødelegge dem, for å jevne ut jordoverflaten.