Întrebări de luat în considerare:
1. Metode de studiere a structurii interne a Pământului.
2. Structura interna Pământ.
3. Proprietăţile fizice şi compoziţia chimică a Pământului.
4. Istoria apariției și dezvoltării cochiliilor pământului. Mișcarea scoarței terestre.
5. Vulcani și cutremure.
1. Metode de studiere a structurii interne a Pământului.
1) Observații vizuale ale afloririlor de roci
Afloriment de stâncă - acesta este aflorirea de roci de pe suprafața pământului în râpe, văi ale râurilor, cariere, lucrări miniere și pe versanții munților.
Când se studiază un afloriment, se acordă atenție din ce roci este compus, care sunt compoziția și grosimea acestor roci și ordinea apariției lor. Se prelevează probe din fiecare strat pentru a fi studiate în continuare în laborator pentru a determina compoziția chimică a rocilor, originea și vârsta lor.
2) Forarea puţurilor vă permite să extrageți mostre de rocă - miez, și apoi determinați compoziția, structura, apariția rocilor și construiți un desen al straturilor forate - sectiune geologica teren. Compararea mai multor secțiuni face posibilă stabilirea modului în care sunt depuse rocile și realizarea unei hărți geologice a teritoriului. Cea mai adâncă sondă a fost forată la o adâncime de 12 km. Aceste două metode ne permit să studiem Pământul doar superficial.
3) Explorarea seismică.
Prin crearea unui val de cutremur artificial cu o explozie, oamenii monitorizează viteza de trecere a acestuia prin diferite straturi. Cu cât mediul este mai dens, cu atât viteza este mai mare. Cunoscând aceste viteze și urmărind modificările acestora, oamenii de știință pot determina densitatea rocilor de la bază. Această metodă se numește sondaj seismicși a ajutat să privească în interiorul Pământului.
2. Structura internă a Pământului.
Sondarea seismică a Pământului a făcut posibilă distingerea a trei părți ale acestuia - litosfera, mantaua și miezul.Litosferă (din greaca litos - piatra si sferă - minge) - învelișul superior, stâncos al Pământului, inclusiv scoarța terestră și stratul superior al mantalei (astenosferă). Adâncimea litosferei ajunge la peste 80 km. Substanța astenosferei este în stare vâscoasă. Drept urmare, scoarța terestră pare să plutească pe o suprafață lichidă.
Scoarța terestră are o grosime de 3 până la 75 km. Structura sa este eterogenă (de sus în jos):
1 – roci sedimentare (nisip, argilă, calcar) – 0-20 km. Rocile libere au viteze scăzute ale undelor seismice.
2 – stratul de granit (absent sub ocean) are o viteză mare a valurilor de 5,5-6 km/s;
3 – strat de bazalt (viteza valului 6,5 km/s);
Există două tipuri de scoarță - continentȘi oceanic. Sub continente, crusta conține toate cele trei straturi - sedimentar, granit și bazalt. Grosimea sa la câmpie ajunge la 15 km, iar la munte crește la 80 km, formând „rădăcini de munte”. Sub oceane, în multe locuri stratul de granit este complet absent, iar bazalții sunt acoperiți cu o acoperire subțire de roci sedimentare. În părțile de adâncime ale oceanului, grosimea scoarței nu depășește 3-5 km, iar mantaua superioară se află dedesubt.
Temperatura în grosimea crustei ajunge la 600 o C. Este formată în principal din siliciu și oxizi de aluminiu.
Manta - un înveliș intermediar situat între litosferă și miezul Pământului. Limita sa inferioară se presupune că se află la o adâncime de 2900 km. Mantaua reprezintă 83% din volumul Pământului. Temperatura mantalei variază de la 1000 O C în straturile superioare până la 3700 O C în cele inferioare. Interfața dintre crustă și manta este suprafața Moho (Mohorovicic).
Cutremurele au loc în mantaua superioară și se formează minereuri, diamante și alte minerale. Aici căldura internă vine la suprafața Pământului. Materialul mantalei superioare se mișcă constant și activ, provocând mișcarea litosferei și a scoarței terestre. Este format din siliciu și magneziu. Mantaua interioară se amestecă constant cu miezul lichid. Elementele grele se scufundă în miez, iar elementele ușoare se ridică la suprafață. Substanța care alcătuiește mantaua a parcurs circuitul de 20 de ori. Acest proces trebuie repetat doar de 7 ori și procesul de construire a scoarței terestre, cutremure și vulcani se va opri.
Miez constă dintr-un strat exterior (până la o adâncime de 5 mii km), lichid și un strat interior solid. Este un aliaj fier-nichel. Temperatura miezului lichid este de 4000 o C, iar cea internă este de 5000 o C. Miezul are o densitate foarte mare, în special cel interior, motiv pentru care este solid. Densitatea miezului este de 12 ori mai mare decât a apei.
3. Proprietăţile fizice şi compoziţia chimică a Pământului.La proprietățile fizice Pământul include temperatura (căldura internă), densitatea și presiunea.
Pe suprafața Pământului, temperatura este în continuă schimbare și depinde de afluxul de căldură solară. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii se extind la o adâncime de 1-1,5 m, sezoniere - până la 30 m. Sub acest strat se află zona de temperaturi constante, unde rămân mereu aceleaşi
85 și corespund temperaturilor medii anuale ale unei anumite zone de pe suprafața Pământului.
Adâncimea zonei de temperatură constantă nu este aceeași în locuri diferite și depinde de climă și conductivitate termică a rocilor. Sub această zonă, temperaturile încep să crească, în medie cu 30 °C la fiecare 100 m. Cu toate acestea, această valoare nu este constantă și depinde de compoziția rocilor, de prezența vulcanilor și de activitatea radiațiilor termice din intestinele Pământ.
Cunoscând raza Pământului, se poate calcula că în centru temperatura acestuia ar trebui să atingă 200.000 °C. Cu toate acestea, la această temperatură Pământul s-ar transforma în gaz fierbinte. Este în general acceptat că o creștere treptată a temperaturii are loc numai în litosferă și că sursa de căldură internă a Pământului este mantaua superioară. Mai jos, creșterea temperaturii încetinește, iar în centrul Pământului nu depășește 5000° CU.
Densitatea Pământului. Cu cât corpul este mai dens, cu atât este mai mare masa pe unitatea de volum. Standardul de densitate este considerat apă, din care 1 cm3 cântărește 1 g, adică densitatea apei este de 1 g/cm3. Densitatea altor corpuri este determinată de raportul dintre masa lor și masa apei de același volum. Din aceasta rezultă clar că toate corpurile cu o densitate mai mare de 1 se scufundă, iar cele cu o densitate mai mică plutesc.
Densitatea Pământului nu este aceeași în locuri diferite. Rocile sedimentare au o densitate de 1,5 - 2 g/cm 3, granitul - 2,6 g/cm 3 , iar bazalt - 2,5-2,8 g/cm3. Densitate medie Pământul are 5,52 g/cm 3 . În centrul Pământului, densitatea rocilor care îl compun crește și se ridică la 15-17 g/cm 3 .
Presiunea în interiorul Pământului. Rocile situate în centrul Pământului suferă o presiune enormă din partea straturilor de deasupra. Se calculează că la o adâncime de numai 1 km presiunea este de 10 4 hPa, iar în mantaua superioară depăşeşte 6 10 4 hPa. Experimentele de laborator arată că la această presiune, solidele, cum ar fi marmura, se îndoaie și chiar pot curge, adică dobândesc proprietăți intermediare între un solid și un lichid. Această stare a materiei se numește plastic. Acest experiment sugerează că în interiorul adânc al Pământului, materia se află într-o stare plastică.
Compoziție chimică Pământ. ÎN Totul poate fi găsit pe pământ elemente chimice tabelele lui D. I. Mendeleev. Numărul lor nu este însă același, sunt distribuite extrem de neuniform. De exemplu, în scoarța terestră, oxigenul (O) reprezintă mai mult de 50%, fierul (Fe) mai puțin de 5% din masa sa. Se estimează că straturile de bazalt și granit constau în principal din oxigen, siliciu și aluminiu, iar proporția de siliciu, magneziu și fier crește în manta. În general, este general acceptat că 8 elemente (oxigen, siliciu, aluminiu, fier, calciu, magneziu, sodiu, hidrogen) reprezintă 99,5% din compoziția scoarței terestre și toate celelalte - 0,5%. Datele despre compoziția mantalei și a miezului sunt speculative.
4. Istoria apariției și dezvoltării cochiliilor pământului. Mișcarea scoarței terestre.
Cu aproximativ 5 miliarde de ani în urmă, corpul cosmic Pământul a fost format dintr-o nebuloasă gaz-praf. Era frig. Granițele clare între obuze nu existau încă. Gazele s-au ridicat din adâncurile Pământului într-un curent furtunos, scuturând suprafața cu explozii.
Ca urmare a compresiei puternice, în miez au început să apară reacții nucleare, ceea ce a dus la eliberarea unei cantități mari de căldură. Energia nucleului planetei este încălzită. În procesul de topire a metalelor din subsol, substanțele mai ușoare au plutit la suprafață și au format o crustă, în timp ce substanțele mai grele s-au scufundat. Pelicula subțire înghețată s-a scufundat în magma fierbinte și s-a format din nou. După un timp, la suprafață au început să se acumuleze mase mari de oxizi ușori de siliciu și aluminiu, care nu s-au mai scufundat. În timp, au format mase mari și s-au răcit. Astfel de formațiuni sunt numite plăci litosfrenice(platforme continentale). Au plutit ca niște aisberguri gigantice și își continuă deriva pe suprafața de plastic a mantalei.
În urmă cu 2 miliarde de ani, un înveliș de apă a apărut ca urmare a condensului vaporilor de apă.
Cu aproximativ 500-430 de milioane de ani în urmă, existau 4 continente: Angaria (parte a Asiei), Gondwana, plăcile nord-americane și europene. Ca urmare a mișcării plăcilor, ultimele două plăci s-au ciocnit, formând munți. S-a format Euroamerica.
Cu aproximativ 275 de milioane de ani în urmă, s-a produs o coliziune între Euroamerica și Angaria, iar pe amplasament a apărut Munții Urali. În urma acestei ciocniri, a apărut Laurasia.
Curând, Laurasia și Gondwana s-au unit pentru a forma Pangea (acum 175 de milioane de ani), apoi s-au separat din nou. Fiecare dintre aceste continente s-a rupt în fragmente, formând continente moderne.
Curenții de convecție apar în mantaua superioară sub influența fluxurilor de căldură în creștere. Presiunea mare adâncă obligă litosfera, formată din blocuri individuale - plăci, să se miște. Litosfera este împărțită în aproximativ 15 plăci mari care se mișcă în direcții diferite. Când se ciocnesc unul de altul, suprafața lor este comprimată în pliuri și se ridică, formând munți. Se formează fisuri în alte locuri ( zone de rift) și fluxurile de lavă, care izbucnesc, umplu spațiul. Aceste procese au loc atât pe uscat, cât și pe fundul oceanului.
Video 1. Formarea Pământului și a plăcilor sale litosferice.
Mișcarea plăcilor litosferice.
tectonica– procesul de deplasare a plăcilor litosferice de-a lungul suprafeței mantalei. Mișcarea scoarței terestre se numește mișcare tectonică.
Studiul structurii rocii, electronic ridicare topografică fundul oceanului din spațiu a confirmat teoria tectonicii plăcilor.
Video 2. Evoluția continentelor.
5. Vulcani și cutremure.
Vulcan -o formațiune geologică de la suprafața scoarței terestre prin care erup curgeri de rocă topită, gaze, abur și cenușă. Este necesar să se facă distincția între magmă și lavă. Magma este o rocă lichidă în craterul unui vulcan. lavă - curgeri de rocă de-a lungul versanților unui vulcan. Munții vulcanici se formează din lavă răcită
Sunt aproximativ 600 pe Pământ vulcani activi. Se formează acolo unde scoarța terestră este despicată de crăpături și straturi de magmă topită se află aproape. Presiunea ridicată îl obligă să crească. Vulcanii sunt fie terestre, fie subacvatici.
Un vulcan este un munte care are canal se termină cu o gaură - crater. Poate exista si canale laterale. Prin canalul vulcanului, magma lichidă curge din rezervorul de magmă la suprafață, formând fluxuri de lavă. Dacă lava se răcește în craterul unui vulcan, se formează un dop care, sub influența presiunii gazului, poate exploda, degajând calea magmei proaspete (lavă). Dacă lava este suficient de lichidă (este multă apă în ea), atunci curge rapid pe panta vulcanului. Lava groasă curge încet și se întărește, crescând înălțimea și lățimea vulcanului. Temperatura lavei poate ajunge la 1000-1300 o C și se poate deplasa cu o viteză de 165 m/s.
Activitatea vulcanică este adesea însoțită de eliberarea unor cantități mari de cenușă, gaze și vapori de apă. Înainte de erupțiedeasupra vulcanului, o coloană de emisii poate atinge câteva zeci de kilometri înălțime. Un crater se poate forma în locul muntelui după o erupție. dimensiune gigantică cu un lac de lavă clocotitor înăuntru - caldera.
Vulcanii se formează în zone active din punct de vedere seismic: în locurile în care plăcile litosferice se ating. În falii, magma se apropie de suprafața Pământului, topind rocile și formând un conduct vulcanic. Gazele prinse cresc presiunea și împing magma la suprafață.
Structura cochiliei Pământului. Starea fizică (densitate, presiune, temperatură), compoziția chimică, mișcarea undelor seismice în interiorul Pământului. Magnetismul terestru. Sursele de energie internă ale planetei. Vârsta Pământului. Geocronologie.
Pământul, ca și alte planete, are o structură de înveliș. Când undele seismice (longitudinale și transversale) trec prin corpul Pământului, vitezele lor la unele niveluri adânci se modifică vizibil (și brusc), ceea ce indică o modificare a proprietăților mediului traversat de unde. Ideile moderne despre distribuția densității și presiunii în interiorul Pământului sunt prezentate în tabel.
Modificări ale densității și presiunii cu adâncimea în interiorul Pământului
(S.V. Kalesnik, 1955)
|
Adâncime, km |
Densitate, g/cm3 |
Presiune, milioane de atm |
Tabelul arată că în centrul Pământului densitatea ajunge la 17,2 g/cm 3 și că se modifică cu un salt deosebit de ascuțit (de la 5,7 la 9,4) la o adâncime de 2900 km, iar apoi la o adâncime de 5 mii km. Primul salt face posibilă izolarea unui nucleu dens, iar al doilea - subdivizarea acestui nucleu în părți exterioare (2900-5000 km) și interioare (de la 5 mii km până la centru).
Dependența vitezei longitudinale și unde transversale din adâncime
|
Adâncime, km |
Viteza undei longitudinale, km/sec |
Viteza undei de forfecare, km/sec |
|
60 (sus) | ||
|
60 (jos) | ||
|
2900 (sus) | ||
|
2900 (jos) | ||
|
5100 (sus) | ||
|
5100 (jos) | ||
Astfel, există în esență două schimbări bruște ale vitezelor: la o adâncime de 60 km și la o adâncime de 2900 km. Cu alte cuvinte, scoarța terestră și miezul interior sunt clar separate. În centura intermediară dintre ele, precum și în interiorul miezului, există doar o schimbare a ratei de creștere a vitezei. De asemenea, se poate observa că Pământul este în stare solidă până la o adâncime de 2900 km, deoarece Prin această grosime trec liber unde elastice transversale (unde de forfecare), care sunt singurele care pot apărea și se pot propaga într-un mediu solid. Trecerea undelor transversale prin miez nu a fost observată, iar acest lucru a dat motive să fie considerat lichid. Cu toate acestea, ultimele calcule arată că modulul de forfecare din miez este mic, dar încă nu este egal cu zero (cum este tipic pentru un lichid) și, prin urmare, miezul Pământului este mai aproape de o stare solidă decât de o stare lichidă. Desigur, în acest caz conceptele de „solid” și „lichid” nu pot fi identificate cu concepte similare aplicate stărilor agregate ale materiei de pe suprafața pământului: În interiorul Pământului predomină temperaturi ridicate și presiuni enorme.
Astfel, structura internă a Pământului este împărțită în crustă, manta și miez.
Scoarta terestra - prima înveliș a corpului solid al Pământului, are o grosime de 30-40 km. În volum este de 1,2% din volumul Pământului, în masă - 0,4%, densitatea medie este de 2,7 g / cm 3. Constă în principal din granite; rocile sedimentare au o importanță subordonată în ea. Carcasa de granit, în care siliciul și aluminiul joacă un rol uriaș, se numește „sialic” („sial”). Scoarta terestra este separata de manta printr-o sectiune seismica numita Granița Moho, de la numele geofizicianului sârb A. Mohorovicic (1857-1936), care a descoperit această „secțiune seismică”. Această limită este clară și este observată în toate locurile de pe Pământ la adâncimi de la 5 la 90 km. Secțiunea Moho nu este pur și simplu o graniță între roci de diferite tipuri, ci reprezintă un plan de tranziție de fază între eclogite și gabros ale mantalei și bazalții scoarței terestre. În timpul trecerii de la mantie la crustă, presiunea scade atât de mult încât gabro se transformă în bazalt (siliciu, aluminiu + magneziu - „sima” - siliciu + magneziu). Tranziția este însoțită de o creștere a volumului cu 15% și, în consecință, de o scădere a densității. Suprafața Moho este considerată limita inferioară a scoarței terestre. O caracteristică importantă a acestei suprafețe este că este schiță generală Este, parcă, o imagine în oglindă a topografiei suprafeței pământului: sub oceane este mai sus, sub câmpiile continentale este mai jos, sub cei mai înalți munți coboară cel mai jos (acestea sunt așa-numitele rădăcini ale munţi).
Există patru tipuri de scoarță terestră; ele corespund celor mai mari patru forme ale suprafeței Pământului. Primul tip este numit continent, grosimea sa este de 30-40 km, sub munți tineri crește la 80 km. Acest tip de scoarță terestră corespunde în relief proeminențelor continentale (este inclusă marginea subacvatică a continentului). Cea mai comună diviziune este în trei straturi: sedimentar, granit și bazalt. Stratul sedimentar, până la 15-20 km grosime, complex sedimente stratificate(predomină argile și șisturi, roci nisipoase, carbonatice și vulcanice sunt larg reprezentate). strat de granit(grosime 10-15 km) este format din roci acide metamorfice si magmatice cu un continut de silice de peste 65%, asemanatoare ca proprietati granitului; cele mai frecvente sunt gneisurile, granodioritele și dioritele, granitele, șisturile cristaline). Se numește stratul inferior, cel mai dens, gros de 15-35 km bazalt pentru asemănarea cu bazalţii. Densitatea medie a crustei continentale este de 2,7 g/cm3. Între straturile de granit și bazalt se află granița Conrad, numită după geofizicianul austriac care a descoperit-o. Denumirile straturilor - granit și bazalt - sunt arbitrare; sunt date în funcție de viteza de trecere a undelor seismice. Denumirea modernă a straturilor este oarecum diferită (E.V. Khain, M.G. Lomize): al doilea strat se numește granit-metamorfic, deoarece Aproape nu există granite în el; este compus din gneisuri și șisturi cristaline. Al treilea strat este granulită-bazită; este format din roci foarte metamorfozate.
Al doilea tip de scoarță terestră – tranzitorie sau geosinclinală – corespunde zonelor de tranziție (geosinclinale). Zonele de tranziție sunt situate în largul țărmurilor estice ale continentului eurasiatic, în largul țărmurilor estice și vestice ale Americii de Nord și de Sud. Au următoarea structură clasică: un bazin maritim marginal, arcuri insulare și un șanț de adâncime. Sub bazinele mărilor și șanțurile de adâncime nu există un strat de granit; scoarța terestră este formată dintr-un strat sedimentar de grosime crescută și bazalt. Stratul de granit apare doar în arce insulare. Grosimea medie a tipului geosinclinal al scoarței terestre este de 15-30 km.
Al treilea tip - oceanic scoarța terestră corespunde fundului oceanului, grosimea scoarței este de 5-10 km. Are o structură în două straturi: primul strat este sedimentar, format din roci argilo-siliceo-carbonatice; al doilea strat este format din roci magmatice holocristaline de compoziție de bază (gabro). Între straturile sedimentare și bazaltice există un strat intermediar format din lave bazaltice cu straturi intermediare de roci sedimentare. Prin urmare, ei vorbesc uneori despre structura cu trei straturi a scoarței oceanice.
Al patrulea tip - riftogene scoarța terestră, este caracteristică crestelor mijlocii oceanice, grosimea sa este de 1,5-2 km. Pe crestele oceanice, rocile de manta vin aproape de suprafata. Grosimea stratului sedimentar este de 1-2 km, stratul de bazalt din văile riftului se ciupește.
Există conceptele de „scoarță terestră” și „litosferă”. Litosferă– învelișul stâncos al Pământului, format din scoarța terestră și o parte a mantalei superioare. Grosimea sa este de 150-200 km, limitată de astenosferă. Numai partea superioară a litosferei se numește scoarță terestră.
Manta în volum reprezintă 83% din volumul Pământului și 68% din masa acestuia. Densitatea substanței crește la 5,7 g/cm3. La limita cu miezul, temperatura crește la 3800 0 C, presiunea - la 1,4 x 10 11 Pa. Mantaua superioară se distinge la o adâncime de 900 km, iar mantaua inferioară la o adâncime de 2900 km. În mantaua superioară la o adâncime de 150-200 km există un strat astenosferic. Astenosfera(greacă asthenes - slab) - un strat de duritate și rezistență reduse în mantaua superioară a Pământului. Astenosfera este principala sursă de magmă, unde se află centrele de hrănire vulcanică și se mișcă plăcile litosferice.
Miez ocupă 16% din volumul și 31% din masa planetei. Temperatura în el ajunge la 5000 0 C, presiune – 37 x 10 11 Pa, densitate – 16 g/cm 3. Miezul este împărțit într-un nucleu exterior, până la o adâncime de 5100 km, și un nucleu interior. Miezul exterior este topit și este format din fier sau silicați metalizați, miezul interior este solid, fier-nichel.
Masa unui corp ceresc depinde de densitatea materiei; masa determină dimensiunea Pământului și forța gravitației. Planeta noastră are suficientă dimensiune și gravitație; reține hidrosfera și atmosfera. Metalizarea materiei are loc în miezul Pământului, determinând formarea de curenți electrici și a magnetosferei.
Există diverse câmpuri în jurul Pământului, cea mai semnificativă influență asupra GO este gravitațională și magnetică.
Câmp gravitațional pe Pământ este câmpul gravitațional. Gravitația este forța rezultantă dintre forța de atracție și forța centrifugă care apare atunci când Pământul se rotește. Forța centrifugă atinge maximul la ecuator, dar și aici este mică și se ridică la 1/288 din forța gravitației. Forța gravitației pe pământ depinde în principal de forța de atracție, care este influențată de distribuția maselor în interiorul Pământului și la suprafață. Forța gravitației acționează peste tot pe pământ și este îndreptată spre suprafața geoidului. Puterea câmpului gravitațional scade uniform de la poli la ecuator (la ecuator forța centrifugă este mai mare), de la suprafață în sus (la altitudinea de 36.000 km este zero) și de la suprafață în jos (în centrul Pământul forța gravitațională este zero).
Câmp gravitațional normal Forma Pământului este ceea ce ar avea Pământul dacă ar avea forma unui elipsoid cu o distribuție uniformă a maselor. Intensitatea reală a câmpului într-un anumit punct diferă de cea normală și apare o anomalie a câmpului gravitațional. Anomaliile pot fi pozitive și negative: lanțurile muntoase creează o masă suplimentară și ar trebui să provoace anomalii pozitive, tranșee oceanice, dimpotrivă, negative. Dar, de fapt, scoarța terestră este în echilibru izostatic.
Isostazie (din grecescul isostasios - egal în greutate) - echilibrarea scoarței terestre solide, relativ ușoare, cu o manta superioară mai grea. Teoria echilibrului a fost prezentată în 1855 de savantul englez G.B. Aerisit. Datorită izostaziei, un exces de masă peste nivelul de echilibru teoretic corespunde unui deficit mai jos. Acest lucru se exprimă prin faptul că la o anumită adâncime (100-150 km) în stratul astenosferă, materia curge în acele locuri unde există o lipsă de masă la suprafață. Numai sub munții tineri, unde compensarea nu a avut loc încă pe deplin, sunt observate anomalii pozitive slabe. Cu toate acestea, echilibrul este perturbat în mod constant: sedimentele sunt depuse în oceane, iar fundul oceanului se îndoaie sub greutatea sa. Pe de altă parte, munții sunt distruși, înălțimea lor scade, ceea ce înseamnă că le scade masa.
Gravitația creează forma Pământului; este una dintre principalele forțe endogene. Datorită acesteia, precipitațiile atmosferice cad, curge râurile, se formează orizonturi de apă subterană și se observă procesele de pantă. Gravitația explică înălțimea maximă a munților; Se crede că pe Pământul nostru nu pot exista munți mai mari de 9 km. Gravitația ține împreună învelișurile de gaz și apă ale planetei. Doar cele mai ușoare molecule - hidrogen și heliu - părăsesc atmosfera planetei. Presiunea de masă a materiei, realizată în procesul de diferențiere gravitațională în mantaua inferioară, împreună cu dezintegrarea radioactivă, generează energie termică - o sursă de procese interne (endogene) care reconstruiesc litosfera.
Regimul termic al stratului de suprafață al scoarței terestre (în medie până la 30 m) are o temperatură determinată de căldura solară. Acest stratul heliometric se confruntă cu fluctuații sezoniere de temperatură. Mai jos este un orizont și mai subțire de temperatură constantă (aproximativ 20 m), corespunzător temperaturii medii anuale a locului de observare. Sub stratul permanent, temperatura crește odată cu adâncimea - stratul geotermal. Pentru a cuantifica amploarea acestei creșteri, două concepte legate reciproc. Se numește schimbarea temperaturii atunci când pătrundeți cu 100 m mai adânc în pământ gradient geotermal(variază de la 0,1 la 0,01 0 S/m și depinde de compoziția rocilor, de condițiile de apariție a acestora), iar distanța de plumb până la care este necesar să se adâncească pentru a obține o creștere a temperaturii cu 1 0 se numește etapa geotermală(variază de la 10 la 100 m/ 0 C).
Magnetismul terestru - o proprietate a Pământului care determină existența unui câmp magnetic în jurul său cauzat de procese care au loc la limita nucleu-manta. Pentru prima dată, omenirea a aflat că Pământul este un magnet datorită lucrărilor lui W. Gilbert.
Magnetosfera – o regiune a spațiului apropiat Pământului plină cu particule încărcate care se mișcă în câmpul magnetic al Pământului. Este separat de spațiul interplanetar prin magnetopauză. Aceasta este limita exterioară a magnetosferei.
În centrul educației camp magnetic există motive interne și externe. Un câmp magnetic constant se formează din cauza curenților electrici care apar în miezul exterior al planetei. Fluxurile corpusculare solare formează câmpul magnetic alternativ al Pământului. Hărțile magnetice oferă o reprezentare vizuală a stării câmpului magnetic al Pământului. Hărțile magnetice sunt compilate pentru o perioadă de cinci ani - era magnetică.
Pământul ar avea un câmp magnetic normal dacă ar fi o sferă magnetizată uniform. După o primă aproximare, Pământul este un dipol magnetic - este o tijă ale cărei capete au poli magnetici opuși. Se numesc locurile în care axa magnetică a dipolului se intersectează cu suprafața pământului poli geomagnetici. Polii geomagnetici nu coincid cu cei geografici si se deplaseaza incet cu viteza de 7-8 km/an. Abaterile câmpului magnetic real de la normal (calculate teoretic) se numesc anomalii magnetice. Ele pot fi globale (East Siberian Oval), regionale (KMA) și locale, asociate cu apariția apropiată a rocilor magnetice la suprafață.
Câmpul magnetic este caracterizat de trei mărimi: declinația magnetică, înclinarea magnetică și puterea. Declinație magnetică- unghiul dintre meridianul geografic si directia acului magnetic. Declinația este de est (+), dacă capătul nordic al acului busolei se abate la est de cel geografic, și de vest (-), când săgeata deviază spre vest. Înclinație magnetică- unghiul dintre planul orizontal si directia acului magnetic suspendat pe axa orizontala. Înclinația este pozitivă când capătul nordic al săgeții este orientat în jos și negativă când capătul nordic este în sus. Înclinarea magnetică variază de la 0 la 90 0 . Puterea câmpului magnetic este caracterizată de tensiune. Intensitatea câmpului magnetic este scăzută la ecuator 20-28 A/m, la pol – 48-56 A/m.
Magnetosfera are formă de lacrimă. Pe partea orientată spre Soare, raza sa este egală cu 10 raze a Pământului; pe partea nopții, sub influența „vântului solar”, crește la 100 de raze. Forma se datorează influenței vântului solar, care, întâlnind magnetosfera Pământului, curge în jurul acesteia. Particulele încărcate, ajungând în magnetosferă, încep să se miște de-a lungul magnetic linii de înaltă tensiuneși formă curele de radiații. Centura interioară de radiații este formată din protoni și are o concentrație maximă la o altitudine de 3500 km deasupra ecuatorului. Centura exterioară este formată din electroni și se extinde până la 10 raze. La polii magnetici, înălțimea centurilor de radiații scade și aici apar zone în care particulele încărcate invadează atmosfera, ionizând gazele atmosferice și provocând aurore.
Semnificația geografică a magnetosferei este foarte mare: protejează Pământul de radiațiile solare corpusculare și cosmice. Anomaliile magnetice sunt asociate cu căutarea mineralelor. Liniile magnetice de forță ajută turiștii și navele să navigheze în spațiu.
Vârsta Pământului. Geocronologie.
Pământul a apărut ca un corp rece dintr-o acumulare de particule solide și corpuri ca asteroizii. Printre particule au fost și radioactive. Odată ajunși în Pământ, s-au dezintegrat acolo, eliberând căldură. În timp ce dimensiunea Pământului era mică, căldura a scăpat cu ușurință în spațiul interplanetar. Dar odată cu creșterea volumului Pământului, producția de căldură radioactivă a început să-și depășească scurgerea, s-a acumulat și a încălzit intestinele planetei, făcându-le să se înmoaie. Starea plastică care a deschis oportunități pentru diferențierea gravitațională a materiei– plutirea la suprafață a maselor minerale mai ușoare și coborârea treptată a celor mai grele spre centru. Intensitatea diferenţierii s-a estompat odată cu profunzimea, deoarece în aceeași direcție, datorită creșterii presiunii, vâscozitatea substanței a crescut. Miezul pământului nu a fost captat prin diferențiere și și-a păstrat compoziția inițială de silicați. Dar s-a îngroșat brusc din cauza presiunii cele mai mari, depășind un milion de atmosfere.
Vârsta Pământului este determinată prin metoda radioactivă; ea poate fi aplicată numai rocilor care conțin elemente radioactive. Dacă presupunem că tot argonul de pe Pământ este un produs de descompunere al potasiului-49, atunci vârsta Pământului va fi de cel puțin 4 miliarde de ani. Calcule de O.Yu. Schmidt oferă o cifră și mai mare - 7,6 miliarde de ani. IN SI. Pentru a calcula vârsta Pământului, Baranov a luat raportul dintre cantitățile moderne de uraniu-238 și actinouraniu (uraniu-235) din roci și minerale și a obținut vârsta uraniului (substanța din care a apărut mai târziu planeta) de 5- 7 miliarde de ani.
Astfel, vârsta Pământului este determinată în intervalul 4-6 miliarde de ani. Istoria dezvoltării suprafeței pământului a putut fi reconstruită direct în termeni generali abia începând cu acele vremuri din care s-au păstrat cele mai vechi roci, adică timp de aproximativ 3 - 3,5 miliarde de ani (Kalesnik S.V.).
Istoria Pământului este de obicei împărțită în două eon: criptozoic(ascuns și viață: fără resturi de faună scheletică) și Fanerozoic(explicit și de viață) . Criptoza conține două epoci: arheică și proterozoică. Fanerozoicul acoperă ultimii 570 de milioane de ani, el include Epocile paleozoice, mezozoice și cenozoice, care, la rândul lor, se împart în perioade. Adesea se numește întreaga perioadă înainte de Fanerozoic precambrian(Cambrian - prima perioadă a erei paleozoice).
Perioade ale erei paleozoice:
Perioade ale erei mezozoice:
Perioadele erei cenozoice:
Paleogene (epoci – Paleocen, Eocen, Oligocen)
Neogen (epoci – Miocen, Pliocen)
Cuaternar (epoci - Pleistocen și Holocen).
Concluzii:
1. Toate manifestările vieții interne a Pământului se bazează pe transformarea energiei termice.
2. În scoarța terestră, temperatura crește odată cu distanța de la suprafață (gradient geotermal).
3. Căldura Pământului își are sursa din degradarea elementelor radioactive.
4. Densitatea substanței Pământului crește odată cu adâncimea de la 2,7 la suprafață la 17,2 în părțile centrale. Presiunea în centrul Pământului ajunge la 3 milioane atm. Densitatea crește brusc la adâncimi de 60 și 2900 km. De aici concluzia - Pământul este format din învelișuri concentrice care se îmbrățișează reciproc.
5. Scoarța terestră este compusă în principal din roci precum granitele, care sunt acoperite de roci precum bazalții. Vârsta pământului este determinată a fi de 4-6 miliarde de ani.
Tine minte! Ce știi despre structura internă a Pământului, despre tipurile de structură a scoarței terestre? Ce sunt platformele și geosinclinile? Care sunt diferențele dintre platformele vechi și cele tinere? Folosind harta „Structura scoarței terestre” din atlasul „Geografia continentelor și oceanelor”, determinați modelele de amplasare a platformelor antice și a centurilor pliate de diferite vârste. Ce știi despre relief, munți și câmpii, sub influența ce procese se formează relieful Pământului?
Pământul are o structură internă complexă. Structura Pământului este judecată în principal pe baza datelor seismice - după viteza undelor care apar în timpul cutremurelor. Observațiile directe sunt posibile doar la o adâncime mică: cele mai adânci fântâni au pătruns puțin peste 12 km din grosimea pământului (Kola superdeep).
Există trei straturi principale în structura Pământului (Fig. 15): scoarța terestră, mantaua și miezul.
Orez. 15. Structura internă a Pământului:
1 - scoarța terestră, 2 - manta, 3 - astenosfera, 4 - miez
Scoarta terestra la scara Pământului este o peliculă subțire. Grosimea sa medie este de aproximativ 35 km.
Manta se extinde la o adâncime de 2900 km. În interiorul mantalei, la o adâncime de 100-250 km sub continente și 50-100 km sub oceane, începe un strat de plasticitate crescută a materiei, aproape de topire, așa-numitul astenosferă. Baza astenosferei este situată la adâncimi de aproximativ 400 km. Scoarta terestra, impreuna cu stratul solid superior al mantalei de deasupra astenosferei, se numeste litosfera (din grecescul lithos - piatra). Litosfera, spre deosebire de astenosfera, este o cochilie relativ fragilă. Este împărțit de falii adânci în blocuri mari numite plăci litosferice. Plăcile se deplasează încet pe orizontală de-a lungul astenosferei.
Miez este situat la adâncimi de la 2900 la 6371 km, adică raza nucleului ocupă mai mult de jumătate din raza Pământului. Se presupune, conform datelor seismologice, că în partea exterioară a miezului substanțele sunt în stare mobilă topită și că, datorită rotației planetei, curenti electrici care creează câmpul magnetic al Pământului; partea interioară a miezului este dură.
Cu adâncimea, presiunea și creșterea temperaturii, care în miez, conform calculelor, este de aproximativ 5000°C.
Straturile Pământului au o compoziție materială diferită, care este asociată cu diferențierea substanței reci primare a planetei în condițiile de încălzire puternică și topire parțială. Se presupune că în acest caz elementele mai grele (fier, nichel etc.) „s-au scufundat”, iar cele relativ ușoare (siliciu, aluminiu) „au plutit”. Primul a format nucleul, cel din urmă - scoarța terestră. Gaze și vapori de apă au fost eliberați simultan din topitură, care au format atmosfera primară și hidrosfera.
Epoca Pământului și cronologia geologică
Vârsta absolută a Pământului, conform conceptelor moderne, se presupune că este de 4,6 miliarde de ani. Vârsta celor mai vechi roci de pe Pământ - gneisurile de granit descoperite pe uscat - este de aproximativ 3,8-4,0 miliarde de ani.
Evenimentele trecutului geologic în succesiunea lor cronologică sunt reprezentate de o singură internațională scară geocronologică(Tabelul 1). Principalele sale diviziuni de timp sunt epocile: arhean, proterozoic, paleozoic, mezozoic, cenozoic. Cel mai vechi interval de timp geologic, inclusiv arhean și proterozoic, este numit precambrian Acoperă o perioadă uriașă de timp - aproape 90% din întreaga istorie geologică a Pământului. Următorul evidențiat paleozoic (« viata antica"") era (de la 570 la 225-230 milioane de ani în urmă), mezozoic(„viață medie”) (de la 225-230 la 65-67 milioane de ani în urmă) și cenozoic(„viață nouă”) (de la 65-67 de milioane de ani în urmă și până în prezent). În cadrul erelor, se disting perioade de timp mai mici - perioade.
N. Kelder în cartea „Pământul Neliniștit” (Moscova, 1975) oferă următoarea comparație interesantă pentru o idee clară a timpului geologic: „Dacă în mod convențional luăm un megasecol (10 8 ani) ca un an, atunci vârsta de planeta noastră va fi egală cu 46 de ani. Biografii nu știu nimic despre primii șapte ani din viața ei. Informațiile referitoare la o „copilărie” ulterioară sunt înregistrate în cele mai vechi roci din Groenlanda și Africa de Sud... Majoritatea informațiilor din istoria Pământului, inclusiv un moment atât de important precum apariția vieții, se referă la ultimele șase ani... Până la 42 de ani, continentele ei erau practic fără viață. În al 45-lea an de viață - în urmă cu doar un an - Pământul a fost decorat cu vegetație luxuriantă. Pe vremea aceea printre
Tabelul 1.
Scara geocronologică
| Eră | |||
| (continuare - | Perioadele | Pliere | Organisme tipice |
| ity, milion de ani) | |||
| cenozoic | Cuaternar | Apariția omului | |
| (65+3) | neogen | cenozoic | Înflorirea faunei |
| (alpin) | tezaurişti şi păsări | ||
| Paleogen | Bloom acoperit | ||
| plante cu semințe | |||
| mezozoic | Creta | mezozoic | Apariția păsărilor |
| (170+5) | Jurasic | Perioada de glorie a uriașilor | |
| reptile | |||
| triasic | Înflorirea gimnospermelor | ||
| ny plante | |||
| paleozoic | permian | Paleo târzie- | corali de mare, |
| (340+10) | zoya (hercyn- | trilobiți, mari | |
| cer) | amfibieni | ||
| Cărbune- | |||
| ny | |||
| devonian | Paleo timpuriu | Înflorirea mușchilor de club | |
| silurian | zoyskaya (cale- | și ferigi | |
| Donskaya) | |||
| ordovician | |||
| Cambrian | |||
| Baikalskaya | |||
| Proterozoic | Alge albastre-verzi, animale marine primitive | ||
| (~2000) | in general acceptat | ||
| diviziuni | |||
| Archaea | Nu | ||
| (~ 2000) |
Animalele erau dominate de reptile gigantice, în special de dinozauri. Aproximativ aceeași perioadă marchează începutul prăbușirii ultimului supercontinent gigant.
Dinozaurii au dispărut de pe fața Pământului în urmă cu opt luni. Au fost înlocuite cu animale mai bine organizate - mamifere. Undeva la mijlocul săptămânii trecute, unele maimuțe s-au transformat în oameni asemănătoare maimuțelor în Africa, iar la sfârșitul aceleiași săptămâni, o serie de ultimele glaciații grandioase au lovit Pământul. Au trecut puțin mai mult de patru ore de când un nou gen de animale extrem de organizate, cunoscut mai târziu sub numele de Homo sapiens, a început să obțină hrană vânând animale sălbatice; și doar o oră totalizează experiența sa de agricultură și trecerea la un stil de viață sedentar. Înflorirea puterii industriale a societății umane are loc în ultimul moment...”
Compoziția și structura scoarței terestre
Scoarța terestră este formată din roci magmatice, sedimentare și metamorfice. Roci magmatice se formează în timpul erupției magmei din zonele profunde ale Pământului și întăririi acesteia. Dacă magma pătrunde în scoarța terestră și se solidifică încet în condiții de presiune ridicată la adâncime, roci intruzive(granit, gabro etc.), când se revarsă și se solidifică rapid la suprafață - exuberant(bazalt, tuf vulcanic etc.). Multe minerale sunt asociate cu rocile magmatice: titan-magneziu, crom, cupru-nichel și alte minereuri, apatite, diamante etc.
Roci sedimentare se formează direct pe suprafața pământului în diferite moduri: fie datorită activității vitale a organismelor - roci organogenice(calcar, cretă, cărbune etc.), sau în timpul distrugerii și depunerii ulterioare a diferitelor roci - roci clastice(argilă, nisip, lut bolovan etc.), sau datorită reacții chimice, care apar de obicei în mediu acvatic, - roci de origine chimică(bauxita, fosforit, sare, minereuri ale unor metale etc.). Multe roci sedimentare sunt minerale valoroase: petrol, gaze, cărbune, turbă, bauxită, fosforite, săruri, minereuri de fier și mangan, diverse materiale de construcție etc.
Roci metamorfice apar ca urmare a modificărilor (metamorfismului) diferitelor roci găsite la adâncime, sub influență temperaturi mariși presiune, precum și soluții fierbinți și gaze care se ridică din manta (gneis, marmură, șisturi cristaline etc.). În procesul de metamorfism al rocii, se formează diverse minerale: fier, cupru, polimetalic, uraniu și alte minereuri, aur, grafit, pietre prețioase, refractare etc.
Scoarța terestră este compusă în principal din roci cristaline de origine magmatică și metamorfică. Cu toate acestea, este eterogen în compoziție, structură și putere. Distinge două tipuri principale de scoarță terestră: continentalăȘi oceanic. Primul este caracteristic continentelor (continentelor), inclusiv marginile lor subacvatice la o adâncime de 3,5-4,0 km sub nivelul Oceanului Mondial, al doilea - bazine oceanice (albia oceanică).
crusta continentală este format din trei straturi: sedimentare cu grosimea de 20-25 km, granit (granit-gneis) si bazalt. Grosimea sa totală este de aproximativ 60-75 km în zonele muntoase, 30-40 km în câmpie.
crustă oceanică de asemenea, cu trei straturi. Deasupra se află un strat subțire (în medie de aproximativ 1 km) de sedimente marine libere de compoziție silicioasă-carbonată. Dedesubt este un strat de lave de bazalt. Nu există un strat de granit între straturile sedimentare și bazaltice (spre deosebire de crusta continentală), ceea ce este confirmat de numeroasele găuri. Al treilea strat (conform datelor de dragare) este format din roci magmatice - în principal gabro. Grosimea totală a scoartei oceanice este în medie de 5-7 km. În unele locuri de pe fundul Oceanului Mondial (de obicei de-a lungul falilor mari), chiar și rocile din mantaua superioară ies la suprafață. Ele sunt, de asemenea, ceea ce alcătuiește insula Sao Paulo de pe coasta Braziliei.
Astfel, crusta oceanică, atât ca compoziție și grosime, cât și ca vârstă (nu este mai veche de 160-180 de milioane de ani), diferă semnificativ de crusta continentală. Alături de aceste două tipuri principale de scoarță terestră, există mai multe opțiuni crusta de tip tranzitional.
continente, inclusiv periferiile lor subacvatice și oceanelor sunt cele mai mari elemente structurale ale scoarței terestre. În limitele acestora, zona principală aparține zonelor de platforme liniștite, cea mai mică aparține centurilor geosinclinale mobile (geosinclinale). Evoluția structurii scoarței terestre a procedat în principal de la geosinclinale la platforme. Dar, parțial, acest proces se dovedește a fi reversibil din cauza formării de fisuri (rift - engleză, crack, fault) pe platforme, deschiderea lor ulterioară (de exemplu, Marea Roșie) și transformarea în ocean.
Geosinclinale - vaste zone mobile, foarte disecate ale scoarței terestre, cu mișcări tectonice de intensitate și direcție diferite. Există două etape majore în dezvoltarea geosinclinalelor.
Prima - etapa principală în durată - caracterizat prin imersiune și mod de mare. Totodată, într-un bazin marin de adâncime, predeterminat de falii de adâncime, se acumulează o grosime groasă (până la 15-20 km) de roci sedimentare și vulcanice. Revărsarea de lave, precum și pătrunderea și solidificarea magmei la diferite adâncimi, sunt cele mai tipice pentru părțile interne ale geosinclinalelor. Metamorfismul și plierea ulterioară se manifestă și aici mai energic. În părțile marginale ale geosinclinalului se acumulează straturile predominant sedimentare, magmatismul este slăbit sau chiar absent.
A doua etapă de dezvoltare a geosinclinalelor - mai scurtă ca durată – caracterizată prin mișcări intense în sus, pe care ultimele ipoteze tectonice le asociază cu convergența și ciocnirea plăcilor litosferice. Datorită presiunii laterale, strivirea energetică a rocilor în pliuri complexe și pătrunderea magmei are loc cu formarea în principal de granit. În același timp, scoarța oceanică subțire primară, datorită diverselor deformări ale rocilor, magmatismului, metamorfismului și altor procese, se transformă într-o compoziție mai complexă, groasă și dură. crusta continentală (continentală). Ca urmare a ridicării teritoriului, marea se retrage, se formează mai întâi arhipelaguri de insule vulcanice, apoi o țară muntoasă pliată complexă.
Ulterior, peste zeci până la sute de milioane de ani, munții sunt distruși, o zonă mare a scoarței terestre este acoperită cu o acoperire de roci sedimentare și se transformă într-o platformă.
Platforme - blocuri extinse, cele mai stabile, predominant plate ale scoarței terestre. De obicei au o formă poligonală neregulată cauzată de falii mari. Platformele au o crustă tipic continentală sau oceanică și, în consecință, sunt împărțite în continentȘi oceanic. Ele corespund principalelor etape plate ale reliefului suprafeței pământului pe uscat și pe fundul oceanului. Platformele continentale au o structură pe două niveluri. Nivelul inferior se numește fundație. Este alcătuită din roci metamorfice mototolite în pliuri, pătrunse cu magmă solidificată, sparte în blocuri de falii. Fundația s-a format în timpul etapei de dezvoltare geosinclinală. Nivelul superior - acoperire sedimentară - compusă predominant din roci sedimentare de epocă ulterioară, situate relativ orizontal. Formarea capacului corespunde stadiului de dezvoltare a platformei.
Se numesc zonele platformelor în care fundația este scufundată la o adâncime sub acoperirea sedimentară plăci. Ele ocupă zona principală de pe platforme. Se numesc locurile în care fundația cristalină iese la suprafață scuturi. Există platforme vechi și tinere. Ele diferă, în primul rând, prin vârsta fundației pliate: în platformele antice s-a format în Precambrian, cu peste 1,5 miliarde de ani în urmă, la cei tineri - în Paleozoic.
Există nouă platforme mari antice precambriene pe Pământ. Platformele nord-americane, est-europene și siberiene formează rândul de nord, platformele sud-americane, afro-arabe, indiene, australiane și antarctice formează rândul sudic. Până la mijlocul Mezozoicului, platformele seriei sudice făceau parte dintr-un singur supercontinent Gondwana. Ocupă o poziție intermediară Platformă chineză. Există o părere că toate platformele antice sunt fragmente dintr-un masiv masiv precambrian uriaș de crustă continentală - Pangea.
Platformele antice sunt cele mai stabile blocuri din compoziția continentelor, prin urmare ele sunt baza lor, un schelet rigid. Ele sunt separate cinci centuri geosinclinale, a apărut la sfârşitul precambrianului în legătură cu despărţirea Pangeei. Trei dintre ele - Atlanticul de Nord, Arctic și Ural-Okhotsk - și-au finalizat dezvoltarea în principal în Paleozoic. Două - Mediterana (Alpino-Himalaya) și Pacific - își continuă parțial dezvoltarea în epoca modernă.
În cadrul centurilor geosinclinale, diferitele sale părți și-au finalizat dezvoltarea în diferite epoci tectonice. În istoria geologică a ultimului miliard de ani, mai multe cicluri tectonice (epoci): Baikal ciclu limitat la sfârșitul Proterozoicului - începutul Paleozoicului (1000-550 milioane de ani în termeni absoluti), Caledonian - Paleozoicul timpuriu (550-400 milioane de ani), hercinian- Paleozoicul târziu (400-210 milioane de ani), mezozoic(210-100 milioane de ani) și Cenozoic, sau alpin(100 de milioane de ani - până acum). În consecință, pe pământ se disting zone ale faldurilor Baikal, Caledonian, Hercinian, Mezozoic și Cenozoic (alpin). Ele sunt adesea numite curele Baikal, Caledonian și alte pliuri.
Condițiile de apariție a rocilor în scoarța terestră sunt reflectate în prezentarea generală harta tectonica a lumii. Evidențiază zone a căror formare a structurii pliate a fost finalizată în diferite etape de pliere. Ele sunt mai bine studiate și mai fiabile arătate în teren. Platformele antice și curelele (zonele) pliate care le încadrează de diferite vârste sunt reprezentate în anumite culori. Platformele antice (nouă mari și câteva mici) sunt vopsite în tonuri roșiatice: mai strălucitoare pe scuturi, mai puțin strălucitoare pe plăci.Zonele de pliere Baikal sunt prezentate în albastru-albastru, Caledonian - liliac, Hercynian - maro, Mezozoic - verde și Cenozoic - galben.
În zonele faldurilor Baikal, Caledonian și Hercynian, structurile montane au fost ulterior distruse semnificativ. Pe suprafețe mari, structurile lor pliate au fost acoperite deasupra de roci sedimentare continentale și marine de mică adâncime și au dobândit stabilitate. În relief, ele sunt exprimate ca câmpii. Acestea sunt așa-numitele platforme tinere(de exemplu, Siberia de Vest, Turanian etc.). Pe o hartă tectonică ele sunt reprezentate ca nuanțe mai deschise ale culorii principale a centurii de pliere în interiorul căreia se află. Platformele tinere, spre deosebire de cele antice, nu formează masive izolate, ci sunt atașate de platforme antice.
Dintr-o comparație între hărțile fizice și tectonice ale lumii, rezultă că munții corespund în principal cu centuri mobile pliate de diferite vârste, câmpiile - platformelor vechi și tinere.
Conceptul de relief. Procese geologice de formare a reliefului
Relieful modern este un set de neregularități ale suprafeței pământului de diferite scări. Ele se numesc forme de relief. Relieful s-a format ca urmare a interacțiunii proceselor geologice interne (endogene) și externe (exogene).
Formele de relief variază ca mărime, structură, origine, istoric de dezvoltare etc. Există forme de relief convexe (pozitive).(lant muntos, deal, deal etc.) si forme concave (negative).(bazin intermontano, câmpie, râpe etc.).
Cele mai mari forme de relief - continente și bazine oceanice și forme mari - munți și câmpii s-au format în primul rând datorită activității forțelor interne ale Pământului. Formele de relief de dimensiuni medii și mici - văi râurilor, dealuri, râpe, dune și altele, suprapuse unor forme mai mari, sunt create de diverse forțe externe.
Procesele geologice se bazează pe diferite surse de energie. Sursa proceselor interne este căldura generată în timpul dezintegrarii radioactive și diferențierii gravitaționale a substanțelor din interiorul Pământului. Sursa de energie pentru procesele externe este radiația solară, care este transformată pe Pământ în energie de apă, gheață, vânt etc.
Procese interne (endogene).
Diverse mișcări tectonice ale scoarței terestre sunt asociate cu procese interne, creând principalele forme ale reliefului Pământului, magmatism și cutremure. Mișcările tectonice se manifestă prin vibrații verticale lente ale scoarței terestre, prin formarea de falduri și falii de rocă.
Mișcări oscilatorii verticale lente - ridicările și subsidenzile scoarței terestre au loc continuu și peste tot, alternând în timp și spațiu de-a lungul istoriei geologice. Sunt specifice platformelor. Cu acestea este asociată avansul mării și, în consecință, o schimbare a contururilor continentelor și oceanelor. De exemplu, Peninsula Scandinavă se ridică în prezent încet, dar coasta de sud a Mării Nordului se scufundă. Viteza acestor mișcări este de până la câțiva milimetri pe an.
Sub perturbări tectonice pliate ale straturilor de rocă Aceasta înseamnă îndoirea straturilor fără a le încălca continuitatea. Pliurile variază ca mărime, cele mici le complică adesea pe cele mari, ca formă, ca origine etc.
LA perturbări tectonice de ruptură ale straturilor de rocă raporta defecte. Ele pot fi diferite în profunzime (fie în interiorul scoarței terestre, fie disecați-o și intră în manta până la 700 km), în lungime, durata dezvoltării, fără deplasarea secțiunilor scoarței terestre sau cu deplasarea blocurilor din scoarța terestră. crusta în direcții orizontale și verticale etc. d.
Deformațiile (tulburările) pliate și fracturate ale straturilor scoarței terestre pe fondul unei ridicări tectonice generale a teritoriului duc la formarea munților. Prin urmare, mișcările de pliere și rupere sunt combinate sub denumirea generală orogene(din grecescul ogo - munte, genos - naștere), adică mișcări care creează munți (orogene).
În timpul construcției montane, rata de ridicare este întotdeauna mai intensă decât procesele de distrugere și îndepărtare a materialului.
Mișcările tectonice pliate și defecte sunt însoțite, în special la munte, de magmatism, metamorfism rocilor și cutremur.
Magmatismul asociate în primul rând cu falii adânci care traversează scoarța terestră și se extind în manta. În funcție de gradul de pătrundere a magmei din manta, în scoarța terestră, aceasta este împărțită în două tipuri: intruziv, când magma, fără a ajunge la suprafața Pământului, îngheață la adâncime și exuberant, sau vulcanism, când magma străpunge scoarța terestră și se revarsă pe suprafața pământului. În același timp, multe gaze sunt eliberate din el, compoziția originală se schimbă și se transformă în lavă Compoziția lavelor este foarte diversă. Erupțiile apar fie de-a lungul fisurilor (acest tip de erupție a predominat în primele etape ale formării Pământului), fie prin canale înguste la intersecția faliilor, numite gurile de aerisire.
În timpul erupțiilor de fisuri, extinse foi de lavă(pe platoul Deccan, pe munții armeni și etiopieni, pe platoul Siberiei Centrale etc.). În vremuri istorice, revărsări semnificative de lavă au avut loc în Insulele Hawaii și Islanda; acestea sunt foarte caracteristice crestelor oceanice.
Dacă magma se ridică printr-un aerisire, atunci în timpul revărsărilor, de obicei multiple, se formează elevații - vulcani cu o extensie în formă de pâlnie în partea de sus numită crater. Majoritatea vulcanilor au formă de con și constau din produse de erupție libere intercalate cu lavă întărită. De exemplu, Klyuchevskaya Sopka, Fuji, Elbrus, Ararat, Vezuvius, Krakatau, Chimbarazo etc. Vulcanii sunt împărțiți în activi(sunt peste 600 dintre ele) si dispărut. Majoritatea vulcanilor activi sunt localizați printre munții tineri din plierea Cenozoicului. Există, de asemenea, multe dintre ele de-a lungul falilor mari în zone mobile tectonic, inclusiv pe fundul oceanului de-a lungul axelor crestelor mijlocii oceanice. Zona vulcanică principală este situată de-a lungul coastei Pacificului - Inelul de foc al Pacificului unde există peste 370 de vulcani activi (în estul Kamchatka etc.).
În locurile în care activitatea vulcanică scade, izvoarele termale sunt tipice, inclusiv cele care țâșnesc periodic - gheizere, emisii de gaze din cratere și fisuri, care indică procese activeîn adâncul intestinelor
Erupțiile vulcanice le permit oamenilor de știință să privească la zeci de kilometri adâncime în Pământ și să înțeleagă secretele formării multor tipuri de minerale. Angajații stațiilor vulcanologice mențin un ceas non-stop pentru a prezice cu promptitudine apariția erupțiilor vulcanice și pentru a preveni dezastrele naturale asociate cu acestea. De obicei, cele mai mari daune sunt cauzate nu atât de curgerile de lavă, cât de curgerile de noroi. Acestea sunt cauzate de topirea rapidă a ghețarilor și a zăpezii de pe vârfurile vulcanilor și de precipitațiile de la nori puternici pe „cenusa” vulcanică proaspătă, constând din resturi și praf. Viteza fluxurilor de noroi poate ajunge la 70 km/h și se poate extinde pe o distanță de până la 180 km. Astfel, ca urmare a erupției vulcanului Ruiz din Columbia din 13 noiembrie 1985, lava a topit sute de mii de metri cubi de zăpadă. Fluxurile de noroi rezultate au înghițit orașul Armero cu o populație de 23 de mii de oameni.
Procesele endogene sunt de asemenea asociate Cutremurele sunt șocuri subterane subterane, tremurături și deplasări ale straturilor și blocurilor de scoarță terestră. Sursele cutremurelor sunt limitate la zonele de falie. În cele mai multe cazuri, centrele cutremurelor sunt situate la o adâncime de primele zeci de kilometri în scoarța terestră. Cu toate acestea, uneori se află în mantaua superioară la o adâncime de 600-700 km, de exemplu de-a lungul coastei Pacificului, în Marea Caraibelor și în alte zone. Undele elastice care apar în sursă, ajungând la suprafață, provoacă formarea de fisuri, oscilația acesteia în sus și în jos și deplasarea în direcția orizontală. Astfel, de-a lungul celei mai studiate falii San Andreas din California (cu o lungime de peste 1000 km, de-a lungul Golfului California până la orașul San Francisco), deplasarea orizontală totală a rocilor din momentul formării sale în Jurasic până în prezent. este estimat la 580 km. Rata medie de deplasare este acum de până la 1,5 cm/an. Cutremurele frecvente sunt asociate cu acesta. Intensitatea cutremurelor este evaluată pe o scară de douăsprezece pe baza deformației straturilor Pământului și a gradului de deteriorare a clădirilor. Sute de mii de cutremure sunt înregistrate pe Pământ în fiecare an, ceea ce înseamnă că trăim pe o planetă agitată. În timpul cutremurelor catastrofale, topografia se schimbă în câteva secunde, alunecări de teren și alunecări de teren au loc în munți, orașele sunt distruse și oamenii mor. Cutremurele de pe coaste și fundurile oceanelor provoacă valuri - tsunami. Cutremurele catastrofale din ultimele decenii includ: Ashgabat (1948), Chilean (1960), Tashkent (1966), Mexico City (1985), Armenian (1988). Erupțiile vulcanice sunt, de asemenea, însoțite de cutremure, dar aceste cutremure sunt limitate în natură.
Procese externe (exogene).
Pe lângă procesele interne, relieful suprafeței pământului este afectat simultan de diferite forțe externe. Activitatea oricărui factor extern constă în procesele de distrugere și demolare a rocilor (denudare) și depunere de material în depresiuni (acumulare). Aceasta este precedată de intemperii - procesul de distrugere a rocii sub influența fluctuațiilor bruște de temperatură și a înghețului apei în fisurile de rocă, precum și a modificărilor chimice ale compoziției lor sub influența aerului și a apei care conțin acizi, alcalii și săruri. Organismele vii participă și ele la intemperii. Există două tipuri principale de intemperii: fizicȘi chimic. Ca urmare a intemperiilor rocilor, se formează depozite libere care sunt convenabile pentru mișcarea de apă, gheață, vânt etc.
Cel mai important proces extern de pe suprafața pământului este activitatea apei curgătoare . Este aproape universal, cu excepția regiunilor polare și a munților glaciați și este limitat în deșerturi. Datorită apei curgătoare, are loc o scădere generală a suprafeței sub influența îndepărtării solului și a rocilor, precum și forme de relief erozive, cum ar fi râpe, rigole, văi ale râurilor, precum și forme acumulative - conuri aluviale de rigole și râpe, se formează deltele fluviale.
Ravenele sunt depresiuni alungite, cu pante abrupte, fără gazon și un vârf în creștere. Sunt create de cursurile de apă temporare. Formarea lor, pe lângă factorii naturali (prezența versanților, soluri ușor erodabile, precipitații abundente, topirea rapidă a zăpezii etc.), este facilitată de oameni prin activitățile lor iraționale (desfrișarea pădurilor și a pajiştilor, arătura pantelor, mai ales de sus în jos). , etc.).
Balki, spre deosebire de râpe, au încetat să crească; versanții lor sunt de obicei mai puțin abrupți, ocupați de pajiști și păduri. Relieful gully-gully este foarte tipic pentru Rusia Centrală, Volga și alte zone montane. El domină Câmpiile înalteîn SUA, pe platoul Ordos din China, etc. Râfurile și rigolele creează dificultăți pentru dezvoltarea agricolă a teritoriului, drumuri și alte construcții, scad nivelul apei subterane și provoacă alte consecințe negative.
În munți, curge temporar de noroi și piatră numită Selami. Conținutul de material solid din ele poate ajunge la 75% din masa totală a fluxului. Fluxurile de noroi transportă cantități uriașe de resturi la poalele munților. Fluxurile de noroi sunt asociate cu distrugerea catastrofală a satelor, drumurilor și barajelor.
Se desfășoară multă muncă constantă, distructivă, atât la munte, cât și la câmpie râuri. La munte, folosind văi intermontane și falii tectonice, formează văi adânci și înguste ale râurilor cu pante abrupte precum chei, pe care se dezvoltă diverse procese de versantă care coboară munții. Pe câmpie, râurile lucrează și ele activ, erodând versanții și extinzând valea la zeci de kilometri în lățime. Spre deosebire de râurile de munte, au câmpie inundabilă Pantele văilor râurilor de pe câmpie au de obicei terase deasupra zonei inundabile - fostele câmpii inundabile, indicând incizia periodică a râurilor. Luncile inundabile și albiile râurilor servesc drept niveluri la care sunt „atașate” ravenele și rigole. Prin urmare, scăderea acestora determină creșterea și incizia ravenelor, creșterea abruptului versanților adiacenți, eroziunea solului etc.
Apele curgătoare de suprafață pe o perioadă lungă de timp geologică sunt capabile să producă lucrări distructive enorme în munți și câmpii. Cu ei este asociată în primul rând formarea câmpiilor pe locul unor țări odată muntoase.
Anumite lucrări distructive sunt efectuate în munți și câmpii ghetarii. Ocupă aproximativ 11% din teren. Mai mult de 98% din glaciația modernă are loc pe calotele de gheață din Antarctica, Groenlanda și insulele polare și doar aproximativ 2% pe ghețarii montani. Grosimea ghețarilor de acoperire este de până la 2-3 km sau mai mult. La munte, ghețarii ocupă vârfuri plate, depresiuni pe versanți și văi intermontane. Ghețarii din vale îndepărtează din munți tot materialul care iese la suprafață de pe versanți și pe cel pe care îl ară atunci când se deplasează de-a lungul patului subglaciar. Materialul transportat de ghețar sub formă de lut nesortat și lut nisipos cu bolovani, așa-numita morenă, este depus la marginea ghețarului, iar apoi dus la poalele munților de râuri care încep de la marginea ghețarului. ghetarii.
În timpul glaciației cuaternare maxime, aria ghețarilor de pe câmpie a fost de trei ori mai mare decât acum, iar ghețarii de munte din latitudini subpolare și temperate au coborât la poalele dealurilor.
În timpul glaciațiilor cuaternare, centrele și zonele de demolare glaciară au fost Munții Scandinavi, Uralii Polari, Munții Stâncoși din nord, precum și zonele înalte ale Peninsulei Kola, Karelia, Peninsula Labrador etc. Aici există proeminențe lustruite glacial. de roci cristaline dure sub formă de dealuri, care se numesc frunți de oaie, alungit în direcția mișcării ghețarului bazine de arat si altele.Spre sud, la o distanta de 1000-2000 km de centrele de glaciare, se gasesc zone de sedimente glaciare sub forma de hale de dealuri si de creasta aleatoare care au supravietuit pana in zilele noastre. În consecință, pe câmpii, ghețarii de acoperire au efectuat nu numai lucrări distructive, ci și creative.
Vânt- un factor omniprezent pe Pământ. Cu toate acestea, munca sa distructivă și creativă se manifestă cel mai pe deplin în deșerturi. Este uscat, aproape nu există vegetație, există o mulțime de particule libere - produse ale intemperiilor fizice intense cauzate de o schimbare bruscă a temperaturii în timpul zilei. Formele de relief create de vânt se numesc eolian(dupa nume zeu grec Aeolus - stăpânul vânturilor). În deșerturile stâncoase, vântul nu numai că îndepărtează particulele mici formate din cauza proceselor de distrugere. Curgerea vântului-nisip uzează rocile, le dă forme bizare și în cele din urmă le distruge și nivelează suprafața.
În deșerturile nisipoase se formează vântul dune - dealuri în formă de semilună care se deplasează cu viteze de până la 50 m/an, precum și creste, movile și alte forme eoliene fixate de vegetație. Pe coastele mărilor și râurilor, briza zilei formează dealuri nisipoase - dune(de exemplu; pe coasta Golfului Biscaia din Franța, de-a lungul coastei de sud a Mării Baltice, unde sunt acoperite cu păduri de pini și pădure).
În zonele arate de stepă și semi-deșert cu umiditate instabilă, nu este neobișnuit furtuni de nisip, timp în care stratul superior de sol, împreună cu semințele și, uneori, răsaduri, este rupt Vânturi puternice si se transporta la zeci de kilometri de locul demolarii si se depune in fata obstacolelor sau in depresiuni unde forta vantului se diminueaza.
O anumită contribuție la modificarea suprafeței pământului o are Apele subterane, dizolvarea unor pietre, permafrost, activitatea valurilor pe coastele mării,și Uman.
Astfel, topografia Pământului se formează datorită forțelor interne și externe - antagoniști eterni. Procesele interne creează principalele nereguli pe suprafața Pământului și procese externe Datorită distrugerii formelor convexe și a acumulării de material în forme concave, ei se străduiesc să le distrugă și să niveleze suprafața pământului.
Există unul caracteristică interesantăîn structura planetei noastre: întâlnim cea mai complexă și diversă structură în straturile de suprafață ale scoarței terestre; Cu cât coborâm mai adânc în intestinele Pământului, cu atât structura sa se dovedește a fi mai simplă. Se poate exprima, desigur, suspiciunea că doar nouă ni se pare așa, pentru că cu cât ne adâncim, cu atât informațiile noastre devin mai aproximative și mai incerte. Aparent, nu este cazul, iar simplificarea structurii cu profunzime este un fapt obiectiv, independent de gradul de cunoaștere al nostru.
Ne vom începe considerația de sus, cu cele mai complexe straturi superioare ale scoarței terestre. După cum știm, aceste straturi sunt studiate în principal folosind metode geologice directe.
Aproximativ două treimi din suprafața pământului este acoperită de oceane; o treime cade pe continente. Structura scoarței terestre de sub oceane și continente este diferită. Prin urmare, vom lua în considerare mai întâi trăsăturile continentelor, apoi ne vom întoarce la oceane.
Pe suprafața Pământului de pe continente, roci de diferite vârste se găsesc în locuri diferite. Unele zone ale continentelor sunt compuse pe suprafața celor mai vechi roci - arheozoice sau, așa cum sunt numite mai des, arhean și proterozoic. Împreună sunt numite roci pre-paleozoice sau precambriene. Particularitatea lor este că majoritatea sunt foarte metamorfozate: argilele s-au transformat în șisturi metamorfice, gresiile în cuarțite cristaline, calcarele în marmură. Un rol major printre aceste roci îl joacă gneisurile, adică granitele șistozate, precum și granitele obișnuite. Zonele în care aceste roci cele mai vechi ies la suprafață se numesc masive cristaline sau scuturi. Un exemplu este Scutul Baltic, care cuprinde Karelia, Peninsula Kola, toată Finlanda și Suedia. Un alt scut acoperă cea mai mare parte a Canadei. Similar majoritatea Africa este un scut, la fel ca o mare parte a Braziliei, aproape toată India și toată Australia de Vest. Toate rocile scuturilor antice nu sunt doar metamorfozate și au suferit recristalizare, ci și zdrobite foarte puternic în pliuri mici și complexe.
Alte zone de pe continente sunt ocupate de roci preponderent mai tinere - Paleozoic, Mezozoic și Cenozoic ca vârstă. Acestea sunt în principal roci sedimentare, deși printre ele se numără și roci de origine magmatică, erupte la suprafață sub formă de lavă vulcanică sau încorporate și înghețate la o anumită adâncime. Există două categorii de zone: pe suprafața unora, straturi de roci sedimentare se află foarte calm, aproape orizontal, și în ele se observă doar cute rare și mici. În astfel de locuri, rocile magmatice, în special rocile intruzive, joacă un rol relativ mic. Se numesc astfel de zone platforme. În alte locuri, rocile sedimentare sunt puternic pliate și pline de crăpături adânci. Printre acestea, se găsesc adesea roci magmatice intruse sau extrudate. Aceste locuri coincid de obicei cu munții. Sunt chemați zone pliate, sau geosinclinale.
Diferențele dintre platformele individuale și zonele pliate sunt în vârsta stâncilor întinse în liniște sau pliate în falduri. Dintre platforme, se remarcă platforme antice, pe care toate rocile paleozoice, mezozoice și cenozoice se află aproape orizontal deasupra unei „baze cristaline” foarte metamorfozate și pliate, compusă din roci precambriene. Un exemplu de platformă antică este platforma rusă, în interiorul căreia toate straturile, începând cu Cambrianul, se află în general foarte calme.
Există platforme pe care sunt pliate nu numai straturile precambriene, ci și cambriene, ordoviciane și siluriene, iar roci mai tinere, începând cu cele devoniene, se întind în liniște deasupra acestor pliuri pe suprafața lor erodata (cum se spune, „neconform”). În alte locuri, „fundația pliată” este formată, pe lângă precambrian, de toate rocile paleozoice, iar doar rocile mezozoice și cenozoice se află aproape orizontal. Ultimele două categorii de platforme se numesc tinere. Unele dintre ele, după cum vedem, s-au format după perioada Siluriană (înainte de aceasta, aici existau zone pliate), iar altele - după sfârșitul erei paleozoice. Astfel, reiese că pe continente există platforme de diferite vârste, formate mai devreme sau mai târziu. Înainte de formarea platformei (în unele cazuri - până la sfârșitul erei proterozoice, în altele - până la sfârșitul perioadei siluriene, în altele - până la sfârșitul erei paleozoice), a avut loc o prăbușire puternică a straturilor în pliuri în scoarța terestră, roci topite magmatice au fost introduse în ea, sedimentele au fost supuse metamorfizării și recristalizării. Și numai după aceasta a avut loc calmul, iar straturile ulterioare de roci sedimentare, acumulate orizontal pe fundul bazinelor marine, au continuat în general să rămână calme în viitor.
În cele din urmă, în alte locuri toate straturile sunt pliate și pătrunse de roci magmatice – chiar și cele neogene.
Spunând că platformele s-ar fi putut forma în timp diferit, subliniem și vârstele diferite ale zonelor pliate. Într-adevăr, pe scuturile cristaline antice, prăbușirea straturilor în pliuri, pătrunderea rocilor magmatice și recristalizarea s-au încheiat înainte de începutul Paleozoicului. În consecință, scuturile sunt zone de pliere precambriană. Acolo unde așternutul liniștit al straturilor nu fusese perturbat din perioada devoniană, plierea straturilor în pliuri a continuat până la sfârșitul perioadei siluriene sau, după cum se spune, până la sfârșitul paleozoicului timpuriu. În consecință, acest grup de platforme tinere este în același timp o zonă de pliere a Paleozoicului timpuriu. Plierea din acest timp se numește plierea caledoniană. Acolo unde platforma s-a format de la începutul mezozoicului, avem zone de pliere a paleozoicului târziu sau hercinian. În fine, zonele în care toate straturile, până la cele neogene inclusiv, sunt puternic pliate sunt zone ale celei mai tinere, pliuri alpine, care au lăsat desfăşurate doar straturile formate în perioada cuaternară.
Hărțile care descriu locația platformelor și a zonelor pliate de diferite vârste și alte caracteristici ale structurii scoarței terestre sunt numite tectonice (tectonica este o ramură a geologiei care studiază mișcările și deformațiile scoarței terestre). Aceste hărți servesc ca o completare a hărților geologice. Acestea din urmă sunt documente geologice primare care luminează cel mai obiectiv structura scoarței terestre. Hărțile tectonice conțin deja câteva concluzii: despre vârsta platformelor și zonele pliate, despre natura și timpul de formare a pliurilor, despre adâncimea fundației pliate sub straturile liniștite ale platformelor etc. Au fost dezvoltate principiile de compilare a hărților tectonice. în anii '30 de către geologi sovietici, în principal academicianul A.D. Arkhangelsky. După Marele Război Patriotic, hărțile tectonice ale Uniunii Sovietice au fost întocmite sub conducerea academicianului N. S. Shatsky. Aceste hărți sunt luate ca exemplu pentru compilarea hărților tectonice internaționale ale Europei, ale altor continente și ale întregului Pământ în ansamblu.
Grosimea formațiunilor sedimentare în acele locuri în care se află calm (adică pe platforme) și unde sunt puternic pliate este diferită. De exemplu, depozitele jurasice de pe Platforma Rusă nu depășesc nicăieri 200 de metri grosime sau „groase”, în timp ce grosimea lor în Caucaz, unde sunt puternic pliate, ajunge la 8 kilometri pe alocuri. Depozitele din perioada carboniferă de pe aceeași platformă rusă au o grosime de cel mult câteva sute de metri, iar în Urali, unde aceleași depozite sunt puternic pliate, grosimea lor în unele locuri crește la 5-6 kilometri. Acest lucru indică faptul că atunci când sedimentele de aceeași vârstă s-au acumulat pe platformă și în zonele zonei pliate, scoarța terestră s-a flexat foarte puțin pe platformă și s-a flexat mult mai mult în zona pliată. Prin urmare, nu a existat loc pe platformă pentru acumularea unor formațiuni atât de groase, care s-ar putea acumula în jgheaburi adânci ale scoarței terestre în zonele pliate.
În cadrul platformelor și zonelor pliate, grosimea rocilor sedimentare acumulate nu rămâne la fel peste tot. Acesta variază de la site la site. Dar pe platforme aceste schimbări sunt netede, treptate și mici. Ele indică faptul că în timpul acumulării sedimentelor, platforma s-a lăsat pe alocuri puțin mai mult, pe alocuri puțin mai puțin, iar în fundația ei s-au format depresiuni largi și blânde, separate prin ridicări la fel de blânde (anteclize). În schimb, în zonele pliate grosimea rocilor sedimentare de aceeași vârstă variază foarte mult de la un loc la altul, pe distanțe scurte, uneori crescând la câțiva kilometri, uneori scăzând la câteva sute sau zeci de metri, sau chiar dispărând. Acest lucru indică faptul că în timpul acumulării de sedimente în zona pliată, unele zone s-au lăsat puternic și profund, altele s-au lăsat puțin sau chiar nu s-au lăsat deloc, iar altele, în același timp, s-au ridicat puternic, așa cum demonstrează sedimentele grosiere găsite lângă ele. , format ca urmare a eroziunii zonelor ridicate. Este semnificativ faptul că toate aceste zone, care erau intens lăsate și intens ridicate, erau înguste și situate sub formă de fâșii apropiate unele de altele, ceea ce a dus la contraste foarte mari în mișcările scoarței terestre la distanțe apropiate.
Ținând cont de toate caracteristicile indicate ale mișcărilor scoarței terestre: tasare și ridicare foarte contrastante și puternice, pliere puternică, activitate magmatică viguroasă, adică toate caracteristicile dezvoltării istorice a zonelor pliate, aceste zone sunt de obicei numite geosinclinale, rezervând numele „zonă pliată” doar pentru a caracteriza structura lor modernă, care a fost rezultatul tuturor evenimentelor turbulente anterioare din scoarța terestră. Vom continua să folosim termenul „geosinclinal” atunci când vorbim nu despre structura modernă a zonei pliate, ci despre caracteristicile dezvoltării sale anterioare.
Platformele și zonele pliate diferă semnificativ unele de altele în ceea ce privește resursele minerale care se află pe teritoriul lor. Pe platforme există puțină rocă magmatică care a fost introdusă în straturi liniștite de rocă sedimentară. Prin urmare, mineralele de origine magmatică se găsesc doar rar pe platforme. Dar în straturile sedimentare liniştite ale platformei sunt răspândite cărbunele, petrolul, gazele naturale, precum şi sarea gemă, gipsul, materialele de construcţie etc.. În zonele pliate, avantajul este de partea mineralelor magmatice. Acestea sunt diferite metale care s-au format în diferite etape solidificarea camerelor magmatice.
Totuși, atunci când vorbim despre limitarea predominantă a mineralelor sedimentare pe platforme, nu trebuie să uităm că vorbim de straturi care zac în liniște, și nu despre acele roci cristaline extrem de metamorfozate și mototolite ale străvechii „fundații pliate” a platformelor, care se vede cel mai bine pe „scuturi”. Aceste roci de subsol reflectă epoca în care platforma nu era încă aici, dar exista o geosinclinală. Prin urmare, mineralele găsite în subsolul pliat sunt de tip geosinclinal, adică predominant magmatice. În consecință, pe platforme se află, parcă, două etaje de minerale: etajul inferior este antic, aparținând fundației, geosinclinal; se caracterizează prin minereuri metalice; etajul superior este platforma propriu-zisă, aparținând învelișului de roci sedimentare așezate în liniște pe fundație; acestea sunt sedimentare, adică minerale predominant nemetalice.
Câteva cuvinte trebuie spuse despre pliuri.
Plierea puternică în zonele pliate și plierea slabă pe platforme au fost menționate mai sus. Trebuie remarcat faptul că ar trebui să vorbim nu numai despre diferite intensități de pliere, ci și despre faptul că zonele și platformele pliate sunt caracterizate de pliuri. tipuri diferite. În zonele pliate, pliurile sunt de tip numit liniar sau complet. Acestea sunt pliuri lungi și înguste care, asemenea valurilor, se succed, alăturați-vă în cerc și acoperind complet suprafețe mari. Pliurile au forme diferite: unele sunt rotunde, altele sunt ascuțite, unele drepte, verticale, altele sunt înclinate. Dar toate sunt similare între ele și, cel mai important, acoperă zona pliată într-o secvență continuă.
Platformele au pliuri de alt tip. Acestea sunt ridicări izolate separate de straturi. Unele dintre ele sunt în formă de masă sau, după cum se spune, în formă de piept sau în formă de cutie, multe au aspectul unor cupole sau puțuri înclinate ușor. Pliurile de aici nu sunt alungite, ca în zona pliată, în dungi, ci sunt aranjate în forme mai complexe sau împrăștiate mai degrabă la întâmplare. Aceasta este plierea „intermitentă” sau în formă de cupolă.
Pliuri de tip intermitent - ridicări ale pieptului, cupole și arbori - se găsesc nu numai pe platformă, ci și pe marginea zonelor pliate. Deci, există într-o oarecare măsură o tranziție treptată de la pliurile platformei la cele care sunt tipice zonelor de pliere.
Pe platforme și la marginile zonelor pliate, apare un alt tip unic de pliuri - așa-numitele „domuri diapirice”. Ele se formează acolo unde se află la o anumită adâncime straturi groase de sare gemă, gips sau argile moi. Gravitație specifică sare gema mai mică decât greutatea specifică a altor roci sedimentare (sare gemă 2.1, nisipuri și argile 2.3). Astfel, sarea mai ușoară ajunge sub argile, nisipuri și calcare mai grele. Datorită capacității rocilor de a se deforma plastic lent sub influența unor forțe mecanice mici (fenomenul de fluaj, care a fost menționat mai sus), sarea tinde să plutească la suprafață, străpungând și împingând în afară straturile mai grele de deasupra. Acest lucru este ajutat de faptul că sarea sub presiune este extrem de fluidă și în același timp durabilă: curge ușor, dar nu se sparge. Sarea plutește în sus sub formă de coloane. În același timp, ridică straturile de deasupra, le îndoaie în formă de cupolă și, ieșind în sus, le face să se despartă în bucăți separate. Prin urmare, la suprafață, astfel de cupole diapirice au adesea aspectul unei „plăci sparte”. În mod similar, se formează pliuri diapirice, în „miezurile străpunzătoare” ale cărora nu găsim sare, ci argile moi. Dar pliurile diapirice de argilă nu arată de obicei ca niște coloane rotunde, ca niște cupole diapirice de sare, ci mai degrabă creste lungi alungite.
Domurile (inclusiv cele diapirice) și puțurile găsite pe platforme joacă un rol important în formarea acumulărilor de petrol și gaze. În zonele pliate, depozitele minerale sunt în mare parte limitate la fisuri.
Să ne întoarcem acum la straturile mai profunde ale scoarței terestre. Va trebui să părăsim zona pe care o cunoaștem din observații directe de la suprafață și să mergem într-un loc în care informațiile pot fi obținute doar prin cercetări geofizice.
După cum sa menționat deja, rocile metamorfice din epoca arheană se află cel mai adânc în partea vizibilă a scoarței terestre. Dintre acestea, cele mai comune sunt gneisurile și granitele. Observațiile arată că, cu cât secțiunea scoarței terestre pe care o observăm la suprafață este mai adâncă, cu atât întâlnim mai multe granite. Prin urmare, se poate crede că și mai adânc - la câțiva kilometri sub suprafața scuturilor cristaline sau la aproximativ 10 km sub suprafața platformelor și a zonelor pliate - am întâlni un strat continuu de granit sub continente. Suprafața superioară a acestui strat de granit este foarte neuniformă: fie se ridică la suprafața zilei, fie coboară la 5-10 km sub ea.
Putem ghici doar adâncimea suprafeței inferioare a acestui strat pe baza unor date privind viteza de propagare a vibrațiilor seismice elastice în scoarța terestră. Viteza de mișcare a așa-numitelor unde seismice longitudinale în granite este în medie de aproximativ 5 km/sec.
În undele longitudinale, oscilațiile particulelor apar în direcția mișcării undei: înainte și înapoi. Așa-numitele unde transversale sunt caracterizate prin oscilații în direcția mișcării undei: sus - jos sau dreapta - stânga.
Dar în mai multe locuri s-a descoperit că la o adâncime de 10, 15, 20 km, viteza de propagare a acelorași unde seismice longitudinale devine mai mare și ajunge la 6 sau 6,5 km/sec. Deoarece această viteză este prea mare pentru granit și este apropiată de viteza de propagare a vibrațiilor elastice, care caracterizează o rocă precum bazalt în testele de laborator, stratul scoarței terestre cu o viteză mai mare de propagare a undelor seismice se numește bazalt. In diferite zone incepe la diferite adancimi - de obicei la o adancime de 15 sau 20 km, dar in unele zone se apropie mult de suprafata, si o putand de 6-8 km adancime ar putea ajunge la ea.
Cu toate acestea, până acum nici o fântână nu a pătruns în stratul de bazalt și nimeni nu a văzut rocile care se află în acest strat. Acestea sunt cu adevărat bazalt? Au fost exprimate îndoieli cu privire la acest lucru. Unii cred că în loc de bazalt vom găsi acolo aceleași gneisuri, granite și roci metamorfice care sunt caracteristice stratului de granit de deasupra, dar care la adâncimi mai mari sunt puternic compactate de presiunea rocilor de deasupra, și deci de viteza de propagare. de unde seismice în ele este mai mare. Soluția acestei probleme este de mare interes și nu doar teoretică: undeva în partea inferioară a granitului și în partea superioară a straturilor de bazalt au loc procese de formare a granitului și nuclearea acelor soluții și gaze fierbinți, din care au loc diverse minerale. cristalizează mai sus, pe măsură ce se deplasează la suprafață. A ști ce este de fapt un strat de bazalt înseamnă a înțelege mai bine procesele de formare a minereurilor metalice în scoarța terestră și legile distribuției lor. De aceea, proiectul de forare a puțurilor ultraadânci pentru a studia structura întregului granit și cel puțin partea superioară a stratului de bazalt merită tot sprijinul.
Stratul de bazalt este stratul inferior al scoarței terestre continentale. Mai jos este separat de părțile profunde ale Pământului printr-o diviziune foarte ascuțită numită sectia Mohorovicic(numit după seismologul iugoslav care a descoperit existența acestei secții la începutul secolului nostru). La această secțiune Mohorovicic (sau Moho pe scurt), viteza undelor seismice longitudinale se modifică brusc: deasupra secțiunii este de obicei de 6,5 km/sec, iar imediat sub aceasta crește la 8 km/sec. Această secțiune este considerată limita inferioară a scoarței terestre. Distanța sa de la suprafață este, prin urmare, grosimea scoarței terestre. Observațiile arată că grosimea scoarței de sub continente este departe de a fi uniformă. În medie este de 35 km, dar sub munți crește la 50, 60 și chiar 70 km. Mai mult, cu cât munții sunt mai înalți, cu atât scoarța terestră este mai groasă: o proeminență mare în sus a suprafeței pământului corespunde unei proeminențe în jos mult mai mare; Astfel, munții au, parcă, „rădăcini” care coboară adânc în straturile mai adânci ale Pământului. Sub câmpie, dimpotrivă, grosimea crustei este mai mică decât media. Rolul relativ al straturilor de granit și bazalt în secțiunea scoarței terestre variază, de asemenea, de la o regiune la alta. Este deosebit de interesant faptul că sub unii munți „rădăcinile” se formează în principal datorită creșterii grosimii stratului de granit, iar sub altele - datorită creșterii grosimii stratului de bazalt. Primul caz este observat, de exemplu, în Caucaz, al doilea - în Tien Shan. Mai departe vom vedea că originea acestor munți este diferită; acest lucru s-a reflectat și în structura diferită a scoarței terestre de sub ele.
O proprietate a scoarței terestre, strâns legată de „rădăcinile” munților, ar trebui remarcată în special: aceasta este așa-numita isostazie, sau echilibru. Observațiile asupra mărimii forței gravitaționale pe suprafața Pământului arată, după cum am văzut, prezența unor fluctuații ale acestei valori de la un loc la altul, adică existența unor anomalii ale gravitației. Cu toate acestea, aceste anomalii (după scăderea influenței poziției geografice și altitudinale a punctului de observație) sunt extrem de mici; acestea pot determina modificarea greutății unei persoane cu doar câteva grame. Astfel de abateri de la gravitația normală sunt extrem de mici în comparație cu cele la care ar putea fi așteptate, ținând cont de topografia suprafeței terestre. De fapt, dacă lanțurile muntoase ar fi un morman de mase de prisos pe suprafața Pământului, atunci aceste mase ar trebui să creeze o atracție mai puternică. Dimpotrivă, peste mări, unde în loc de roci dense corpul care atrage este apă mai puțin densă, forța gravitației ar trebui să slăbească.
În realitate nu există astfel de diferențe. Forța gravitației nu devine mai mare în munți și mai mică în mare; este aproximativ aceeași peste tot, iar abaterile observate de la valoarea medie sunt semnificativ mai mici decât influența pe care ar trebui să o aibă terenul denivelat sau înlocuirea rocilor cu apă de mare. a avut. De aici este posibilă o singură concluzie: masele suplimentare de pe suprafața care formează crestele trebuie să corespundă unui deficit de mase la adâncime; numai in acest caz masa totala si atractia generala a rocilor situate sub munti nu va depasi valoarea normala. Dimpotrivă, lipsa de mase la suprafață în mări trebuie să corespundă unor mase mai grele la adâncime. Modificările de mai sus în grosimea crustei de sub munți și câmpii corespund exact acestor condiții. Densitatea medie a rocilor crustale este de 2,7. Sub scoarța terestră, imediat sub secțiunea Moho, substanța are o densitate mai mare, ajungând la 3,3. Prin urmare, acolo unde scoarța terestră este mai subțire (sub zonele joase), un „substrat” subcrustal greu se apropie de suprafață, iar influența sa atractivă compensează „lipsa” de masă de la suprafață. Dimpotrivă, la munte, o creștere a grosimii crustei ușoare reduce forța globală de atracție, compensând astfel creșterea atracției cauzată de mase de suprafață suplimentare. Se creează condiții în care scoarța terestră pare să plutească pe un substrat greu, precum slobozele de gheață pe apă: un slot de gheață mai gros se scufundă mai adânc în apă, dar iese și mai sus deasupra ei; un slip de gheață mai subțire se scufundă mai puțin, dar și iese mai puțin.
Acest comportament al sloturilor de gheață corespunde binecunoscutei legi a lui Arhimede, care determină echilibrul corpurilor plutitoare. De asemenea, scoarța terestră respectă aceeași lege: acolo unde este mai groasă, intră mai adânc în substrat sub formă de „rădăcini”, dar iese și mai sus la suprafață; unde crusta este mai subțire, substratul greu se deplasează mai aproape de suprafață, iar suprafața crustei este relativ coborâtă și formează fie o câmpie, fie fundul mării. Astfel, starea cortexului corespunde echilibrului corpurilor plutitoare, motiv pentru care această stare se numește isostazie.
Trebuie menționat că concluzia despre echilibrul scoarței terestre în raport cu gravitația și substratul său este valabilă dacă luăm în considerare grosimea medie a scoarței și înălțimea medie a suprafeței sale pentru suprafețe mari - câteva sute de kilometri în diametru. . Dacă lămurim comportamentul unor secțiuni mult mai mici ale scoarței terestre, vom descoperi abateri de la echilibru, discrepanțe între grosimea scoarței și înălțimea suprafeței acesteia, care se exprimă sub forma unor anomalii corespunzătoare ale gravitației. Să ne imaginăm un ban de gheață mare. Echilibrul său, ca un corp care plutește pe apă, va depinde de grosimea sa medie. Dar în locuri diferite, sloboza de gheață poate avea grosimi foarte diferite, poate fi corodata de apă, iar suprafața sa inferioară poate avea multe buzunare și umflături mici. În cadrul fiecărui buzunar sau al fiecărei umflături, poziția gheții în raport cu apa poate diferi foarte mult de echilibru: dacă tăiem bucata de gheață corespunzătoare din bancheta de gheață, aceasta fie se va scufunda mai adânc decât banchiza din jur, fie va pluti. deasupra. Dar, în general, slot de gheață este în echilibru, iar acest echilibru depinde de grosimea medie a slotului de gheață.
Sub scoarța terestră intrăm în următoarea, foarte puternică înveliș a Pământului, numită Mantaua Pământului. Se întinde spre interior pe 2900 km. La această adâncime există următoarea diviziune ascuțită a substanței Pământului, separând mantaua de Miezul Pământului. În interiorul mantalei, pe măsură ce se adâncește, viteza de propagare a undelor seismice crește și la fundul mantalei ajunge la 13,6 km/sec pentru undele longitudinale. Dar creșterea acestei viteze este neuniformă: este mult mai rapidă în partea superioară, până la o adâncime de aproximativ 1000 km, și extrem de lentă și graduală la adâncimi mai mari. În acest sens, mantaua poate fi împărțită în două părți - mantaua superioară și inferioară. În zilele noastre, se acumulează din ce în ce mai multe date care indică faptul că această împărțire a mantalei în superioare și inferioare are o importanță fundamentală deosebită, deoarece dezvoltarea scoarței terestre este aparent direct legată de procesele care au loc în mantaua superioară. Natura acestor procese va fi discutată în continuare. Se pare că mantaua inferioară are un efect redus direct asupra scoarței terestre.
Substanța care alcătuiește mantaua este solidă. Aceasta confirmă natura trecerii undelor seismice prin manta. Există diferențe de opinie în ceea ce privește compoziția chimică a mantalei. Unii oameni cred că mantaua superioară este făcută dintr-o rocă numită peridotită. Această rocă conține foarte puțin silice; componenta sa principala este minerala olivina - un silicat bogat in fier si magneziu. Alții sugerează că mantaua superioară este mult mai bogată în silice și are o compoziție asemănătoare bazaltului, dar mineralele care alcătuiesc acest bazalt profund sunt mai dense decât cele ale bazaltului de suprafață. De exemplu, în bazaltul adânc, granatul joacă un rol semnificativ - minerale cu un „ambalaj” foarte dens de atomi în rețea cristalină. Un astfel de bazalt adânc, obținut ca urmare a comprimării bazaltului obișnuit de suprafață, se numește eclogit.
Există argumente pentru ambele puncte de vedere. În special, al doilea punct de vedere este confirmat de numărul imens de bazalți care au fost și acum se revarsă în timpul erupțiilor vulcanice, foarte uniformi în compoziția lor chimică. Sursa lor poate fi doar în mantaua superioară.
Dacă acest punct de vedere se dovedește a fi corect, atunci trebuie să considerăm că la secțiunea Moho nu există o modificare a compoziției chimice a unei substanțe, ci o tranziție a unei substanțe cu aceeași compoziție chimică într-o nouă, mai densă, stare „profundă”, într-o altă, așa cum se spune, „fază”. Astfel de tranziții sunt numite „tranziții de fază”. Această tranziție depinde de schimbarea presiunii cu adâncimea. Când se atinge o anumită presiune, bazaltul obișnuit se transformă în eclogit, iar feldspații mai puțin denși sunt înlocuiți cu granate mai dense. Astfel de tranziții sunt influențate și de temperatură: creșterea acesteia la aceeași presiune complică trecerea bazaltului la eclogit. Prin urmare, limita inferioară a scoarței terestre devine mobilă, în funcție de schimbările de temperatură. Dacă temperatura crește, atunci o parte din eclogit se transformă înapoi în bazalt obișnuit, limita crustalei scade și crusta devine mai groasă; în acest caz, volumul substanței crește cu 15%. Dacă temperatura scade, atunci, la aceeași presiune, o parte din bazalt din straturile inferioare ale crustei se transformă în eclogit, limita crustei crește, crusta devine mai subțire și volumul de material care a trecut într-o nouă fază scade cu 15%. Aceste procese pot explica oscilațiile scoarței terestre în sus și în jos: ca urmare a îngroșării sale, crusta va pluti și se va ridica, dar pe măsură ce grosimea ei scade, se va scufunda și se va lăsa.
Cu toate acestea, problema compoziției chimice și a stării fizice a mantalei superioare va fi în cele din urmă rezolvată, aparent, numai ca urmare a forajului ultra-profund, când găurile de foraj, trecând prin întreaga crustă, vor ajunge la substanța superioară. manta.
O caracteristică importantă a structurii mantalei superioare este „centrul de înmuiere” situat la o adâncime între 100 și 200 km. În această centură, care se mai numește astenosferă, viteza de propagare a vibrațiilor elastice este puțin mai mică decât deasupra și dedesubtul acesteia, iar acest lucru indică o stare puțin mai puțin solidă a substanței. În viitor vom vedea că „centrul de înmuiere” joacă un rol foarte important în viața Pământului.
În mantaua inferioară, materialul devine mult mai greu. Densitatea sa crește aparent la 5,6. Se presupune că este format din silicați, foarte bogat în fier și magneziu și sărac în silice. Este posibil ca sulfura de fier să fie răspândită în mantaua inferioară.
La o adâncime de 2900 km, așa cum este indicat, mantaua se termină și începe Miezul Pământului. Cea mai importantă caracteristică a miezului este că permite trecerea vibrațiilor seismice longitudinale, dar este impenetrabil la vibrațiile transversale. Deoarece vibrațiile elastice transversale trec prin solide, dar se estompează rapid în lichide, în timp ce vibrațiile longitudinale trec atât prin solide, cât și prin corpuri lichide, trebuie concluzionat că nucleul Pământului este în stare lichidă. Desigur, nu este nici pe departe la fel de lichid ca apa; este o substanță foarte groasă, aproape de stare solidă, dar totuși mult mai fluidă decât substanța mantalei.
În interiorul nucleului există și miez interior, sau nucleol. Limita sa superioară este situată la o adâncime de 5000 km, adică la o distanță de 1370 km de centrul Pământului. Aici există o secțiune nu foarte ascuțită, la care viteza vibrațiilor seismice scade rapid din nou, iar apoi, spre centrul Pământului, începe din nou să crească. Există o presupunere că miezul interior este solid și că numai miezul exterior este lichid. Cu toate acestea, deoarece acesta din urmă împiedică trecerea vibrațiilor transversale, problema stării miezului interior nu poate fi încă rezolvată definitiv.
Au existat multe dezbateri cu privire la compoziția chimică a nucleului. Ei continuă până astăzi. Mulți încă aderă la vechiul punct de vedere, crezând că nucleul Pământului este format din fier cu un mic amestec de nichel. Prototipul acestei compoziții este meteoriții de fier. Meteoriții sunt, în general, considerați fie fragmente de planete existente și dezintegrate anterior, fie corpuri cosmice mici „neutilizate” rămase din care planetele au fost „asamblate” în urmă cu câteva miliarde de ani. În ambele cazuri, meteoriții ar trebui să pară să reprezinte compoziția chimică a uneia sau alteia cochilie a planetei. Meteoriții de piatră corespund probabil compoziției chimice a mantalei, cel puțin celei inferioare. Meteoriții de fier mai grei corespund, după cum cred mulți, cu interiorul mai adânc - miezul planetei.
Cu toate acestea, alți cercetători găsesc argumente împotriva ideii unei compoziții de fier a miezului și consideră că miezul trebuie să fie format din silicați, în general la fel ca cei care alcătuiesc mantaua, dar că acești silicați se află într-o „ metalic” ca urmare a presiunii enorme din miez pe Limita superioară miezul este egal cu 1,3 milioane de atmosfere, iar în centrul Pământului 3 milioane de atmosfere). Aceasta înseamnă că, sub influența presiunii, atomii de silicat au fost parțial distruși și electronii individuali s-au desprins din ei, care s-au putut mișca independent. Aceasta, ca și în cazul metalelor, determină unele dintre proprietățile metalice ale miezului: densitate mare; conductivitatea electrică și termică atingând 12,6 în centrul Pământului.
În sfârșit, există un punct de vedere intermediar, care acum începe să predomine, și anume că miezul interior este fier, iar cel exterior este compus din silicați în stare metalică.
Conform teoria modernă, câmpul magnetic al Pământului este asociat cu miezul exterior. Electronii încărcați se mișcă în miezul exterior la o adâncime cuprinsă între 2900 și 5000 km, descriind cercuri sau bucle, iar mișcarea lor este cea care duce la apariția unui câmp magnetic. Este bine cunoscut faptul că rachetele sovietice lansate pe Lună nu au detectat un câmp magnetic pe satelitul nostru natural. Acest lucru este destul de în concordanță cu presupunerea că Luna nu are un nucleu similar cu cel al Pământului.
Să luăm acum în considerare structura interiorului pământului sub oceane.
Deși pentru În ultima vremeÎncepând cu Anul Geofizic Internațional, fundul oceanului și adâncimea Pământului sub oceane au fost studiate extrem de intens (sunt cunoscute numeroasele călătorii ale navei de cercetare sovietice Vityaz); știm încă mult mai rău structura geologică a teritoriilor oceanice. decât structura continentelor. S-a stabilit, însă, că pe fundul oceanelor nu există scuturi, platforme și zone pliate asemănătoare celor cunoscute pe continente. Pe baza topografiei de fund a oceanelor, cele mai mari elemente pot fi identificate ca câmpii (sau bazine), creste oceanice și șanțuri de adâncime.
Câmpiile ocupă spații largi pe fundul tuturor oceanelor. Sunt situate aproape întotdeauna la aceeași adâncime (5-5,5 km).
Crestele oceanelor sunt creste largi, ondulate. Creasta Atlanticului este deosebit de caracteristică. Se întinde de la nord la sud, exact de-a lungul liniei mediane a oceanului, curbându-se paralel cu țărmurile continentelor limitrofe. Creasta sa este de obicei situată la o adâncime de aproximativ 2 km, dar vârfurile individuale se ridică deasupra nivelului mării sub formă de insule vulcanice (Azore, St. Paul, Ascension, Tristan da Cunha). Islanda cu vulcanii săi se află chiar pe continuarea crestei subacvatice.
Creasta subacvatică din Oceanul Indian se extinde și în direcția meridională de-a lungul liniei mediane a oceanului. La Insulele Chagos această creastă se ramifică. Una dintre ramurile sale merge direct spre nord, unde în continuarea sa în regiunea Bombay sunt cunoscute fluxuri uriașe înghețate de bazalt vulcanic (Podișul Deccan). Cealaltă ramură se îndreaptă spre nord-vest și se pierde înainte de a intra în Marea Roșie.
Crestele submarinelor Atlantic și Indian sunt conectate. La rândul său, creasta indiană se conectează cu creasta subacvatică a Pacificului de Est. Acesta din urmă se extinde într-o direcție latitudinală la sud de Noua Zeelandă, dar la meridianul de 120° longitudine vestică se întoarce brusc spre nord. Se apropie de țărmurile Mexicului și aici se pierde în apele puțin adânci înainte de a intra în Golful California.
O serie de creste submarine mai scurte ocupă Oceanul Pacific central. Aproape toate se extind de la sud-est la nord-vest. În vârful unei astfel de creste subacvatice se află insulele Hawaii, în vârful altora se află numeroase arhipelaguri de insule mai mici.
Un exemplu de creasta oceanică subacvatică este și Creasta Lomonosov, descoperită de oamenii de știință sovietici în Oceanul Arctic.
Aproape toate crestele mari subacvatice sunt interconectate și formează, parcă, sistem unificat. Încă nu este clară relația dintre creasta Lomonoșov și alte creste.
Șanțurile oceanice de adâncime sunt tranșee înguste (100-300 km) și lungi (câteva mii de kilometri) în fundul oceanului, în cadrul cărora se observă adâncimi maxime. În una dintre aceste gropi, Mariana, nava de expediție sovietică „Vityaz” a găsit cea mai mare adâncime a Oceanului Mondial, ajungând la 11.034 m. Gropile de adâncime sunt situate de-a lungul periferiei oceanelor. Cel mai adesea se învecinează cu arcurile insulelor. Acestea din urmă în mai multe locuri sunt o trăsătură caracteristică a structurii zonelor de tranziție dintre continente și ocean. Arcurile insulare sunt în special răspândite de-a lungul periferiei vestice a Oceanului Pacific - între ocean, pe de o parte, și Asia și Australia, pe de altă parte. De la nord la sud, arcurile ale insulelor Aleutine, Kuril, Japoneze, Bonino-Marian, Filipine, Tonga, Kermadec și Noua Zeelandă coboară ca niște ghirlande. Aproape toate aceste arcuri sunt mărginite pe partea exterioară (convexă) de gropi de adâncime. Aceeași groapă se învecinează cu arcul insulei Antile din America Centrală. O altă groapă mărginește lateral Oceanul Indian arcul insular al Indoneziei. Unele gropi, situate la periferia oceanului, nu sunt asociate cu arcuri insulare. Aceasta este, de exemplu, groapa Atacama de pe coasta Americii de Sud. Poziția periferică a gropilor de adâncime nu este, desigur, întâmplătoare.
Vorbind despre structura geologică a fundului oceanului, în primul rând trebuie remarcat faptul că în oceanul deschis grosimea sedimentelor libere acumulate pe fund este mică - nu mai mult de un kilometru și adesea mai puțin. Aceste sedimente constau din nămoluri calcaroase foarte subțiri, formate în principal din cochilii microscopice mici de organisme unicelulare - globigerina, precum și așa-numitele argile roșii de adâncime care conțin granule minuscule de oxizi de fier și mangan. Recent, în multe locuri, la distanțe mari de coastă, au fost descoperite fâșii întregi de sedimente de origine clastică - nisipuri. Au fost aduse în mod clar în aceste zone ale oceanelor din zonele de coastă și existența lor indică prezența unor curenți puternici de adâncime în oceane.
O altă caracteristică este dezvoltarea uriașă și pe scară largă a urmelor de activitate vulcanică. În fundul tuturor oceanelor este cunoscut un numar mare de munți uriași în formă de con; aceștia sunt vulcani antici dispăruți. Există multe funduri oceanice și vulcani activi. Din acești vulcani au erupt și erup doar bazalți și, în același timp, sunt foarte monotoni în compoziția lor, la fel peste tot. De-a lungul periferiei oceanelor, pe arcurile insulare, se cunosc alte lave care conțin mai mult silice - andezite, dar în părțile mijlocii ale oceanelor erupțiile vulcanice sunt doar bazaltice. În general, în părțile mijlocii ale oceanelor, aproape nu se cunosc alte roci solide, cu excepția bazaltilor. Dragarea oceanografică a ridicat întotdeauna doar fragmente de bazalt de pe fund, cu excepția unor roci sedimentare. De asemenea, merită menționate crăpăturile latitudinale adânci, uriașe, lungi de câteva mii de kilometri, care străbat fundul părții de nord-est a Oceanului Pacific. De-a lungul acestor crăpături pot fi urmărite margini ascuțite de pe fundul oceanului.
Structura profundă a scoarței terestre din ocean este mult mai simplă decât sub continente. În oceane nu există strat de granit și sedimentele libere se află direct pe un strat de bazalt, a cărui grosime este mult mai mică decât pe continente: de obicei este de doar 5 km. Astfel, partea solidă a scoarței terestre din oceane este formată dintr-un kilometru de sedimente libere și cinci kilometri de strat de bazalt. Faptul că acest strat constă de fapt din bazalt este mult mai probabil pentru oceane decât pentru continente, având în vedere distribuția pe scară largă a bazaltilor pe fundul oceanului și pe insulele oceanice. Dacă adăugăm la acestea cinci kilometri din grosimea medie a stratului de apă oceanică, atunci adâncimea limitei inferioare a scoarței terestre (secțiunea Moho) sub oceane va fi de numai 11 km - mult mai mică decât sub continente. Astfel, crusta oceanică este mai subțire decât crusta continentală. Prin urmare, inginerii americani au început să foreze întreaga scoarță terestră din ocean, de la o instalație de foraj plutitoare, sperând că acolo va fi mai ușor să ajungi la straturile superioare ale mantalei și să afli compoziția acestora.
Există dovezi care sugerează că crusta oceanică devine mai groasă sub crestele submarine. Acolo grosimea sa este de 20-25 km si ramane bazaltic. În mod interesant, scoarța are o structură oceanică nu numai sub oceanele deschise, ci și sub unele mări adânci: crusta bazaltică și absența unui strat de granit au fost stabilite sub partea adâncă a Mării Negre, sub Marea Caspică de Sud, sub cele mai adânci tranșee ale Mării Caraibelor, sub Marea Japoniei și în alte locuri. Mările de adâncimi intermediare au structura intermediara crusta: dedesubt este mai subțire decât crusta continentală tipică, dar mai groasă decât crusta oceanică; are atât straturi de granit, cât și de bazalt, dar stratul de granit este mult mai subțire decât pe continent. O astfel de crustă intermediară se observă în zonele puțin adânci ale Mării Caraibelor, Mării Okhotsk și în alte locuri.
Structura mantalei și a miezului de sub oceane este în general similară cu structura lor de sub continente. Diferența se observă în mantaua superioară: „centrul de înmuiere” (astenosferă) de sub oceane este mai groasă decât sub continente; Sub oceane, această centură începe deja la o adâncime de 50 km și continuă până la o adâncime de 400 km, în timp ce pe continente este concentrată între 100 și 200 km de adâncime. Astfel, diferențele de structură între continente și oceane se extind nu numai pe întreaga grosime a scoarței terestre, ci și în mantaua superioară până la o adâncime de cel puțin 400 km. Mai adânc - în straturile inferioare ale mantalei superioare, în mantaua inferioară, în nucleul exterior și interior - nu s-au constatat încă modificări ale structurii pe direcția orizontală, nicio diferență între sectoarele continental și oceanic ale Pământului.
În concluzie, să spunem câteva cuvinte despre unele proprietăți generale ale globului.
Globul radiază căldură. Un flux constant de căldură curge din interiorul Pământului către suprafață. În acest sens, există un așa-numit gradient de temperatură - o creștere a temperaturii cu adâncimea. În medie, acest gradient este considerat a fi de 30° pe 1 km, adică, cu o adâncire de 1 km, temperatura crește cu 30° Celsius. Acest gradient, totuși, variază foarte mult de la un loc la altul. Mai mult, este corect doar pentru părțile cele mai superficiale ale scoarței terestre. Dacă ar rămâne aceeași până în centrul Pământului, atunci în regiunile interioare ale Pământului temperatura ar fi atât de ridicată încât planeta noastră ar exploda pur și simplu. Acum nu mai există nicio îndoială că odată cu adâncimea temperatura crește din ce în ce mai încet. În mantaua inferioară și miezul crește foarte ușor, iar în centrul Pământului, aparent, nu depășește 4000°.
Pe baza gradientului de temperatură din apropierea suprafeței, precum și a conductivității termice a rocilor, este posibil să se calculeze cât de multă căldură curge din adâncime spre exterior. Se dovedește că în fiecare secundă Pământul pierde 6 ∙ 10 12 calorii de pe întreaga sa suprafață. Recent, au fost făcute destul de multe măsurători ale mărimii fluxului de căldură al Pământului în diferite locuri -pe continente iar pe fundul oceanelor. S-a dovedit că, în medie, fluxul de căldură este de 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pe secundă. În unele dintre cele mai frecvente cazuri, acesta fluctuează între 0,5 și 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pe secundă și nu există diferențe de degajare de căldură pe continente și în ocean. Cu toate acestea, pe acest fond uniform, au fost descoperite zone anormale - cu transfer de căldură foarte mare, de 10 ori mai mare decât fluxul de căldură normal. Astfel de zone sunt crestele oceanice subacvatice. Mai ales multe măsurători au fost făcute pe creasta Pacificului de Est.
Aceste observații provoacă geofizicienii interes Întreabă. Acum este destul de clar că sursa de căldură din interiorul Pământului sunt elementele radioactive. Sunt prezenți în toată lumea stânci, în tot materialul globului și în timpul degradării lor eliberează căldură. Dacă luăm în considerare conținutul mediu de elemente radioactive din roci, presupunem că conținutul lor din manta este egal cu conținutul lor în meteoriți pietroși, iar conținutul din miez este considerat egal cu conținutul în meteoriți de fier, atunci se dovedește că că cantitatea totală de elemente radioactive este mai mult decât suficientă pentru a forma căldura de curgere observată. Dar se știe că granitele conțin în medie de 3 ori mai multe elemente radioactive decât bazalții și, în consecință, ar trebui să genereze mai multă căldură. Deoarece stratul de granit este prezent în scoarța terestră sub continente și absent sub oceane, s-ar putea presupune că fluxul de căldură pe continente ar trebui să fie mai mare decât pe fundul oceanului. În realitate nu este cazul, în general debitul este același peste tot, dar pe fundul oceanelor există zone cu debit termic anormal de mare. În cele ce urmează vom încerca să explicăm această anomalie.
Forma Pământului, după cum știți, este o sferă, ușor aplatizată la poli. Datorită aplatizării, raza de la centrul Pământului la pol este cu 1/300 mai mică decât raza îndreptată de la centru către ecuator. Această diferență este de aproximativ 21 km. Pe un glob cu diametrul de 1 m, va fi ceva mai mult de un milimetru și jumătate și este practic invizibil. S-a calculat că o minge lichidă de dimensiunea Pământului, care se rotește cu aceeași viteză, va lua această formă. Aceasta înseamnă că, datorită proprietății de fluaj, despre care am discutat mai sus, materialul Pământului, supus unei influențe pe termen foarte lung a forței centrifuge, s-a deformat și a căpătat o astfel de formă de echilibru încât (desigur, mult mai rapid). ) un lichid ar lua.
Inconsecvența proprietăților substanței Pământului este interesantă. Vibrațiile elastice cauzate de cutremure se propagă în el ca într-un corp foarte solid, iar în fața forței centrifuge cu acțiune lungă aceeași substanță se comportă ca un lichid foarte mobil. O astfel de inconsecvență este comună pentru multe corpuri: se dovedesc a fi solide atunci când asupra lor acționează o forță de scurtă durată, un impact asemănător unui șoc seismic, și devin plastice atunci când forța acționează asupra lor încet, treptat. Această proprietate a fost deja menționată când a descris prăbușirea straturilor de roci dure în pliuri. Cu toate acestea, recent au apărut date care sugerează că substanța Pământului se adaptează la acțiunea forței centrifuge cu o oarecare întârziere. Faptul este că Pământul își încetinește treptat rotația. Motivul pentru aceasta este mareele cauzate de atracția Lunii. Există întotdeauna două umflături pe suprafața Oceanului Mondial, dintre care unul este orientat spre Lună, iar celălalt în direcția opusă. Aceste denivelări se mișcă pe suprafață datorită rotației Pământului. Dar datorită inerției și vâscozității apei, creasta umflăturii cu fața spre Lună este întotdeauna puțin întârziată, întotdeauna ușor deplasată în direcția de rotație a Pământului. Prin urmare, Luna atrage valul nu perpendicular pe suprafața pământului, ci de-a lungul unei linii ușor înclinate. Această înclinare este cea care face ca gravitația Lunii să încetinească ușor rotația Pământului. Se franeaza foarte putin. Datorită acestui fapt, ziua crește cu două miimi de secundă la fiecare 100 de ani. Dacă această rată de decelerare a rămas neschimbată de-a lungul timpului geologic, atunci în perioada jurasică ziua a fost mai scurtă cu o oră, iar în urmă cu două miliarde de ani - la sfârșitul erei arheene - Pământul s-a rotit de două ori mai repede.
Odată cu încetinirea rotației, ar trebui să scadă și forța centrifugă; prin urmare, forma Pământului ar trebui să se schimbe - planeitatea sa ar trebui să scadă treptat. Cu toate acestea, calculele arată că forma observată în prezent a Pământului corespunde nu vitezei actuale de rotație a acestuia, ci celei care a fost acum aproximativ 10 milioane de ani. Substanța Pământului, deși fluidă în condiții de presiune pe termen lung, are vâscozitate semnificativă, frecare internă ridicată și, prin urmare, este supusă unor noi conditii mecanice cu o întârziere vizibilă.
În concluzie, să subliniem câteva consecințe interesante ale cutremurelor. Vibrațiile cauzate de cutremure obișnuite au perioade diferite. Unele cutremure au o perioadă scurtă - aproximativ o secundă. Înregistrarea unor astfel de vibrații este extrem de importantă pentru studierea cutremurelor care au avut loc în apropierea unei stații seismice, adică a cutremurelor locale. Odată cu distanța de la sursa cutremurului, astfel de vibrații se estompează rapid. Dimpotrivă, oscilațiile cu perioadă lungă (18-20 sec.) se răspândesc departe; în timpul unui cutremur mare, ei pot trece chiar prin glob sau îl pot înconjura de-a lungul suprafeței. Astfel de vibrații sunt înregistrate la multe stații seismice și sunt convenabile pentru studierea cutremurelor îndepărtate. Cu ajutorul oscilațiilor de lungă durată, stația seismică de la Moscova poate înregistra cutremure care au loc în America de Sud sau Filipine.
În ultimii ani, au fost descoperite oscilații cauzate de cutremure cu perioade foarte lungi de aproximativ o oră. Undele seismice ultralungi, de exemplu, au fost formate de un cutremur puternic în Chile în 1960. Astfel de valuri, înainte de a se stinge, înconjoară globul de șapte până la opt ori sau chiar mai mult.
Calculele arată că undele ultralungi sunt cauzate de vibrațiile întregului glob. Energia unor cutremure este atât de mare încât par să zdruncine întregul glob, făcându-l să pulseze ca întreg. Adevărat, amplitudinea unor astfel de oscilații este nesemnificativă: departe de sursa cutremurului, poate fi observată doar de instrumente sensibile și dispare complet în câteva zile. Totuși, fenomenul de „tremur” al întregului Pământ nu poate decât să producă o impresie. Vibrațiile generale ale întregului Pământ s-au dovedit utile în determinarea unora dintre proprietățile fizice ale globului.
Metode de studiere a structurii interne și a compoziției PământuluiMetodele de studiere a structurii interne și a compoziției Pământului pot fi împărțite în două grupe principale: metode geologice și metode geofizice. Metode geologice se bazează pe rezultatele studiului direct al straturilor de rocă din aflorimente, lucrări miniere (mine, adăposturi etc.) și puțuri. În același timp, cercetătorii au la dispoziție întregul arsenal de metode de studiere a structurii și compoziției, ceea ce determină gradul ridicat de detaliere a rezultatelor obținute. În același timp, capacitățile acestor metode în studierea adâncimii planetei sunt foarte limitate - cea mai adâncă fântână din lume are o adâncime de numai -12262 m (Kola Superdeep în Rusia), adâncimi chiar mai mici sunt atinse la forarea fundul oceanic (aproximativ -1500 m, foraj de la bordul navei americane de cercetare Glomar Challenger). Astfel, adâncimi care nu depășesc 0,19% din raza planetei sunt disponibile pentru studiu direct.
Informațiile despre structura profundă se bazează pe analiza datelor indirecte obținute metode geofizice, în principal modelele de modificări cu adâncimea în diverși parametri fizici (conductivitate electrică, factor mecanic de calitate etc.) măsurați în timpul cercetărilor geofizice. Dezvoltarea modelelor de structura internă a Pământului se bazează în primul rând pe rezultatele cercetării seismice, bazate pe date privind modelele de propagare a undelor seismice. La sursa cutremurelor și a exploziilor puternice, apar unde seismice — vibrații elastice. Aceste unde sunt împărțite în unde de volum - care se propagă în intestinele planetei și le „transparent” ca raze X și unde de suprafață - se propagă paralel cu suprafața și „sondează” straturile superioare ale planetei la o adâncime de zeci de sute de kilometri.
Undele corporale, la rândul lor, sunt împărțite în două tipuri - longitudinale și transversale. Undele longitudinale, care au o viteză mare de propagare, sunt primele care sunt înregistrate de receptorii seismici; ele sunt numite unde primare sau P ( din engleza primar - primar), undele transversale mai lente sunt numite unde S ( din engleza secundar - secundar). Se știe că unde transversale au caracteristică importantă– se răspândesc numai în medii solide.
La granițele mediilor cu proprietăți diferite, undele sunt refractate, iar la limitele modificărilor bruște ale proprietăților, pe lângă cele refractate, apar unde reflectate și schimbate. Undele de forfecare pot avea o deplasare perpendiculară pe planul de incidență (unde SH) sau o deplasare situată în planul de incidență (unde SV). Când traversează granițele mediilor cu proprietăți diferite, undele SH experimentează refracția normală, iar undele SV, pe lângă undele SV refractate și reflectate, excită undele P. Așa ia naștere un sistem complex de unde seismice, „transparent” intestinele planetei.
Analizând tiparele de propagare a undelor, este posibil să se identifice neomogenități în intestinele planetei - dacă la o anumită adâncime se înregistrează o schimbare bruscă a vitezei de propagare a undelor seismice, refracția și reflectarea acestora, putem concluziona că la la această adâncime există o limită a învelișurilor interioare ale Pământului, care diferă în proprietățile lor fizice.
Studiul căilor și vitezei de propagare a undelor seismice în intestinele Pământului a făcut posibilă dezvoltarea unui model seismic al structurii sale interne.
Undele seismice, care se propagă de la sursa cutremurului adânc în Pământ, experimentează cele mai semnificative schimbări bruște de viteză, sunt refractate și reflectate pe secțiuni seismice situate la adâncimi. 33 kmȘi 2900 km de la suprafață (vezi figura). Aceste granițe seismice ascuțite fac posibilă împărțirea interiorului planetei în 3 geosfere interne principale - scoarța terestră, mantaua și miezul.
Scoarța terestră este separată de mantau printr-o graniță seismică ascuțită, la care viteza undelor longitudinale și transversale crește brusc. Astfel, viteza undelor de forfecare crește brusc de la 6,7-7,6 km/s în partea inferioară a scoarței la 7,9-8,2 km/s în manta. Această graniță a fost descoperită în 1909 de seismologul iugoslav Mohorovicic și ulterior a fost numită frontiera Mohorovicic(denumită adesea pe scurt granița Moho sau granița M). Adâncimea medie a limitei este de 33 km (de remarcat că aceasta este o valoare foarte aproximativă datorită grosimilor diferite în diferite structuri geologice); totodată, sub continente, adâncimea secțiunii Mohorovichichi poate ajunge la 75-80 km (ceea ce se înregistrează sub structuri montane tinere - Anzi, Pamir), sub oceane scade, ajungând la o grosime minimă de 3-4. km.
O graniță seismică și mai clară care separă mantaua și miezul este înregistrată la adâncime 2900 km. La această secțiune seismică, viteza undei P scade brusc de la 13,6 km/s la baza mantalei la 8,1 km/s la miez; Unde S - de la 7,3 km/s la 0. Dispariția undelor transversale indică faptul că partea exterioară a miezului are proprietățile unui lichid. Limita seismică care separă miezul și mantaua a fost descoperită în 1914 de seismologul german Gutenberg și este adesea numită granița Gutenberg, deși acest nume nu este oficial.
Modificări bruște ale vitezei și naturii trecerii valurilor sunt înregistrate la adâncimi de 670 km și 5150 km. Granita 670 kmîmparte mantaua în mantaua superioară (33-670 km) și mantaua inferioară (670-2900 km). Granita 5150 kmîmparte miezul într-un lichid exterior (2900-5150 km) și un solid interior (5150-6371 km).
Modificări semnificative se remarcă și în secțiunea seismică 410 km, împărțind mantaua superioară în două straturi.
Datele obținute cu privire la granițele seismice globale oferă baza pentru luarea în considerare a unui model seismic modern al structurii adânci a Pământului.
Învelișul exterior al Pământului solid este Scoarta terestra, delimitat de hotarul Mohorovicic. Aceasta este o coajă relativ subțire, a cărei grosime variază de la 4-5 km sub oceane la 75-80 km sub structurile montane continentale. Crusta superioară este clar vizibilă în compoziția crustei centrale. strat sedimentar, constând din roci sedimentare nemetamorfozate, printre care pot fi prezenți vulcanici, și care stau la baza acesteia consolidate, sau cristalin,latra, formată din roci intruzive metamorfozate și magmatice.Există două tipuri principale de scoarță terestră - continentală și oceanică, fundamental diferite ca structură, compoziție, origine și vârstă.
crusta continentală se află sub continente și marginile lor subacvatice, are o grosime de la 35-45 km la 55-80 km, se disting 3 straturi în secțiunea sa. Stratul superior este de obicei compus din roci sedimentare, inclusiv o cantitate mică de roci magmatice și slab metamorfozate. Acest strat se numește sedimentar. Din punct de vedere geofizic, se caracterizează prin viteze scăzute ale undei P în intervalul 2-5 km/s. Grosimea medie a stratului sedimentar este de aproximativ 2,5 km.
Mai jos se află crusta superioară (granit-gneis sau stratul „granit”), compusă din roci magmatice și metamorfice bogate în silice (în medie, corespunzătoare ca compoziție chimică granodioritului). Viteza undelor P în acest strat este de 5,9-6,5 km/s. La baza scoarței superioare se distinge o secțiune seismică Conrad, reflectând o creștere a vitezei undelor seismice în timpul tranziției către crusta inferioară. Dar această secțiune nu este înregistrată peste tot: în crusta continentală, se înregistrează adesea o creștere treptată a vitezelor undelor cu adâncimea.
Scoarta inferioară (stratul granulit-mafic) se caracterizează printr-o viteză mai mare a undei (6,7-7,5 km/s pentru undele P), care se datorează modificării compoziției rocilor în timpul trecerii de la mantaua superioară. Conform celui mai acceptat model, compoziția sa corespunde granulitei.
La formarea scoartei continentale iau parte roci de diferite vârste geologice, până la cele mai vechi, de aproximativ 4 miliarde de ani.
Crusta oceanică are o grosime relativ mică, în medie 6-7 km. În contextul său, chiar la ea vedere generala Se pot distinge 2 straturi. Stratul superior este sedimentar, caracterizat prin grosime redusă (în medie aproximativ 0,4 km) și viteză scăzută a undei P (1,6-2,5 km/s). Stratul inferior este „bazaltic” - compus din roci magmatice de bază (în partea de sus - bazalt, dedesubt - roci intruzive de bază și ultrabazice). Viteza undelor longitudinale în stratul „bazalt” crește de la 3,4-6,2 km/s în bazalt la 7-7,7 km/s în cele mai joase orizonturi crustale.
Vârsta celor mai vechi roci din scoarța oceanică modernă este de aproximativ 160 de milioane de ani.
Manta Este cea mai mare înveliș interioară a Pământului în ceea ce privește volumul și masa, delimitată deasupra de limita Moho și dedesubt de limita Gutenberg. Este alcătuit dintr-o manta superioară și o manta inferioară, separate printr-o limită de 670 km.
În funcție de caracteristicile geofizice, mania superioară este împărțită în două straturi. Strat superior - mantaua subcrustală- se întinde de la limita Moho până la adâncimi de 50-80 km sub oceane și 200-300 km sub continente și se caracterizează printr-o creștere lină a vitezei undelor seismice longitudinale și transversale, care se explică prin compactarea rocilor datorită presiunii litostatice a straturilor supraiacente. Sub mantaua subcrustală până la interfața globală de 410 km există un strat de viteze scăzute. După cum sugerează și numele stratului, vitezele undelor seismice din acesta sunt mai mici decât în mantaua subcrustală. Mai mult, în unele zone există lentile care nu transmit deloc unde S, ceea ce dă motive să se afirme că materialul mantalei din aceste zone este într-o stare parțial topit. Acest strat se numește astenosferă ( din greaca „asthenes” – slab și „sphair” – sferă); termenul a fost introdus în 1914 de către geologul american J. Burrell, în literatura de limbă engleză denumită adesea LVZ - Zona de viteză scăzută. Prin urmare, astenosferă- Acesta este un strat din mantaua superioară (situat la o adâncime de aproximativ 100 km sub oceane și aproximativ 200 km sau mai mult sub continente), identificat pe baza unei scăderi a vitezei undelor seismice și având o putere redusă și viscozitate. Suprafaţa astenosferei este bine stabilită şi scădere bruscă rezistivitate(până la valori de aproximativ 100 Ohm . m).
Prezența unui strat astenosferic din plastic, care diferă ca proprietăți mecanice de straturile solide de deasupra, oferă motive pentru identificarea litosferă- învelișul solid al Pământului, inclusiv scoarța terestră și mantaua subcrustală situată deasupra astenosferei. Grosimea litosferei variază de la 50 la 300 km. Trebuie remarcat faptul că litosfera nu este o înveliș de rocă monolitică a planetei, ci este împărțită în plăci separate care se mișcă constant de-a lungul astenosferei plastice. Focurile de cutremure și vulcanismul modern sunt limitate la limitele plăcilor litosferice.
Sub secțiunea de 410 km, atât undele P, cât și unde S se propagă peste tot în mantaua superioară, iar viteza lor crește relativ monoton cu adâncimea.
ÎN mantaua inferioară, despărțite de o graniță globală ascuțită de 670 km, viteza undelor P și S în mod monoton, fără modificări bruște, crește, respectiv, la 13,6 și respectiv 7,3 km/s până la secțiunea Gutenberg.
În miezul exterior, viteza undelor P scade brusc la 8 km/s, iar undele S dispar complet. Dispariția undelor transversale sugerează că nucleul exterior al Pământului este în stare lichidă. Sub secțiunea de 5150 km există un nucleu interior în care viteza undelor P crește și undele S încep să se propage din nou, indicând starea sa solidă.
Concluzia fundamentală a modelului de viteză al Pământului descris mai sus este că planeta noastră constă dintr-o serie de învelișuri concentrice reprezentând un miez de fier, o manta de silicat și o crustă de aluminosilicat.
Caracteristicile geofizice ale Pământului
Distribuția masei între geosferele interioare
Cea mai mare parte a masei Pământului (aproximativ 68%) cade pe mantaua sa relativ ușoară, dar de volum mare, cu aproximativ 50% în mantaua inferioară și aproximativ 18% în cea superioară. Restul de 32% din masa totală a Pământului provine în principal din miez, partea sa exterioară lichidă (29% din masa totală a Pământului) fiind mult mai grea decât partea interioară solidă (aproximativ 2%). Doar mai puțin de 1% din masa totală a planetei rămâne pe scoarță.
Densitate
Densitatea cochiliilor crește în mod natural spre centrul Pământului (vezi figura). Densitatea medie a scoarței este de 2,67 g/cm3; la limita Moho crește brusc de la 2,9-3,0 la 3,1-3,5 g/cm3. În manta, densitatea crește treptat datorită comprimării substanței silicate și a tranzițiilor de fază (rearanjarea structurii cristaline a substanței în timpul „adaptării” la creșterea presiunii) de la 3,3 g/cm 3 în partea subcrustală la 5,5 g/cm 3 în părțile inferioare ale mantalei inferioare . La limita Gutenberg (2900 km), densitatea aproape se dublează brusc - până la 10 g/cm 3 în miezul exterior. Un alt salt de densitate - de la 11,4 la 13,8 g/cm 3 - are loc la limita nucleului interior și exterior (5150 km). Aceste două salturi ascuțite de densitate au naturi diferite: la limita manta/miez are loc o modificare a compoziției chimice a substanței (tranziția de la mantaua de silicat la miezul de fier), iar saltul la limita de 5150 km este asociat cu o modificarea stării de agregare (tranziție de la miezul exterior lichid la miezul interior solid) . În centrul Pământului, densitatea materiei ajunge la 14,3 g/cm 3 .
Presiune
Presiunea din interiorul Pământului este calculată pe baza modelului său de densitate. Creșterea presiunii odată cu distanța de la suprafață se datorează mai multor motive:
compresie din cauza greutății cochiliilor de deasupra (presiune litostatică);
tranziții de fază în cochilii cu compoziție chimică omogenă (în special, în manta);
diferențe în compoziția chimică a cochiliilor (crusta și mantaua, mantaua și miezul).
La baza crustei continentale, presiunea este de aproximativ 1 GPa (mai precis 0,9 * 10 9 Pa). În mantaua Pământului presiunea crește treptat; la limita Gutenberg atinge 135 GPa. În miezul exterior, gradientul de presiune crește, iar în miezul interior, dimpotrivă, scade. Valorile presiunii calculate la limita dintre nucleele interior și exterior și în apropierea centrului Pământului sunt de 340, respectiv 360 GPa.
Temperatura. Surse de energie termică
Procesele geologice care au loc la suprafață și în interiorul planetei sunt cauzate în primul rând de energia termică. Sursele de energie sunt împărțite în două grupe: endogene (sau surse interne), asociate cu generarea de căldură în intestinele planetei și exogene (sau externe planetei). Intensitatea fluxului de energie termică de la subterană la suprafață se reflectă în mărimea gradientului geotermal. Gradient geotermal– creșterea temperaturii cu adâncimea, exprimată în 0 C/km. Caracteristica „reversă” este etapa geotermală– adâncimea în metri, la scufundări la care temperatura va crește cu 1 0 C. valoarea medie Gradientul geotermal din partea superioară a scoarței este de 30 0 C/km și variază de la 200 0 C/km în zonele de magmatism activ modern până la 5 0 C/km în zonele cu regim tectonic liniştit. Odată cu adâncimea, valoarea gradientului geotermal scade semnificativ, în medie de aproximativ 10 0 C/km în litosferă, și mai puțin de 1 0 C/km în manta. Motivul pentru aceasta constă în distribuția surselor de energie termică și natura transferului de căldură.
Surse de energie endogenă sunt următoarele.
1. Energia de diferențiere gravitațională profundă, adică degajare de căldură în timpul redistribuirii unei substanțe prin densitate în timpul transformărilor sale chimice și de fază. Principalul factor în astfel de transformări este presiunea. Limita miez-manta este considerată ca fiind principalul nivel de eliberare a acestei energii.
2. Căldura radiogenă, care decurge din dezintegrare izotopi radioactivi. Conform unor calcule, această sursă determină aproximativ 25% din fluxul de căldură emis de Pământ. Cu toate acestea, este necesar să se țină seama de faptul că conținutul crescut al principalilor izotopi radioactivi cu viață lungă - uraniu, toriu și potasiu - se observă numai în partea superioară a scoarței continentale (zona de îmbogățire izotopică). De exemplu, concentrația de uraniu în granite ajunge la 3,5 10 -4%, în rocile sedimentare - 3,2 10 -4%, în timp ce în crusta oceanică este neglijabilă: aproximativ 1,66 10 -7%. Astfel, căldura radiogenă este o sursă suplimentară de căldură în partea superioară a crustei continentale, ceea ce determină valoarea ridicată a gradientului geotermal în această zonă a planetei.
3. Căldura reziduală, păstrat în adâncuri de la formarea planetei.
4. Maree solide, cauzată de atracția Lunii. Tranziția energiei cinetice de maree în căldură are loc datorită frecării interne în straturile de rocă. Ponderea acestei surse în bilanţul total de căldură este mică - aproximativ 1-2%.
În litosferă, predomină mecanismul conductiv (molecular) al transferului de căldură; în mantaua sublitosferică a Pământului, are loc o tranziție către un mecanism predominant convectiv de transfer de căldură.
Calculele temperaturilor din interiorul planetei dau următoarele valori: în litosferă la o adâncime de aproximativ 100 km temperatura este de aproximativ 1300 0 C, la o adâncime de 410 km - 1500 0 C, la o adâncime de 670 km - 1800 0 C, la limita nucleului și mantalei - 2500 0 C, la adâncimea de 5150 km - 3300 0 C, în centrul Pământului - 3400 0 C. În acest caz, doar principalele (și cele mai probabile pentru zonele adânci) s-a luat în considerare sursa de căldură - energia diferențierii gravitaționale profunde.
Căldura endogenă determină cursul proceselor geodinamice globale. inclusiv mişcarea plăcilor litosferice
Pe suprafața planetei, cel mai important rol îl joacă sursă exogenă căldură – radiație solară. Sub suprafață, influența căldurii solare este redusă brusc. Deja la o adâncime mică (până la 20-30 m) există o zonă de temperaturi constante - o regiune de adâncimi în care temperatura rămâne constantă și este egală cu temperatura medie anuală a regiunii. Sub centura temperaturilor constante, căldura este asociată cu sursele endogene.
Magnetismul Pământului
Pământul este un magnet uriaș cu un câmp de forță magnetic și poli magnetici care se află aproape de cei geografici, dar nu coincid cu aceștia. Prin urmare, în citirile acului busolei magnetice, se face o distincție între declinația magnetică și înclinarea magnetică.
Declinație magnetică este unghiul dintre direcția acului busolei magnetice și meridianul geografic într-un punct dat. Acest unghi va fi cel mai mare la poli (până la 90 0) și cel mai mic la ecuator (7-8 0).
Înclinație magnetică– unghiul format de înclinarea acului magnetic către orizont. Pe măsură ce vă apropiați de polul magnetic, acul busolei va lua o poziție verticală.
Se presupune că apariția unui câmp magnetic se datorează sistemelor de curenți electrici care apar în timpul rotației Pământului, în legătură cu mișcările convective în miezul exterior lichid. Câmpul magnetic total este format din valorile câmpului principal al Pământului și ale câmpului cauzat de mineralele feromagnetice din rocile scoarței terestre. Proprietăți magnetice caracteristice mineralelor feromagnetice, precum magnetita (FeFe 2 O 4), hematita (Fe 2 O 3), ilmenita (FeTiO 2), pirotita (Fe 1-2 S) etc., care sunt minerale și se stabilesc prin anomalii magnetice. . Aceste minerale se caracterizează prin fenomenul de magnetizare reziduală, care moștenește orientarea câmpului magnetic al Pământului care a existat în timpul formării acestor minerale. Reconstituirea locației polilor magnetici ai Pământului în diferite epoci geologice indică faptul că câmpul magnetic a experimentat periodic inversiune- o schimbare în care polii magnetici și-au schimbat locul. Procesul de schimbare a semnului magnetic al câmpului geomagnetic durează de la câteva sute la câteva mii de ani și începe cu o scădere intensă a intensității câmpului magnetic principal al Pământului la aproape zero, apoi se stabilește polaritatea inversă și după un timp există urmează o restabilire rapidă a tensiunii, dar de semn opus. Polul Nord a luat locul Polului Sud și, invers, cu o frecvență aproximativă de 5 ori la fiecare 1 milion de ani. Orientarea actuală a câmpului magnetic a fost stabilită acum aproximativ 800 de mii de ani.
