Hvilken indre struktur har jorden? Planetens struktur: Jordens kerne, kappe, jordskorpen

Kloden har flere skaller: - luftkuvert, - vandskal, - hård skal.

Den tredje planet ud over afstanden fra Solen, Jorden, har en radius på 6370 km, en gennemsnitlig tæthed på 5,5 g/cm2. I Jordens indre struktur er det sædvanligt at skelne mellem følgende lag:

Jordens skorpe - det øverste lag af Jorden, hvori levende organismer kan eksistere. Tykkelsen af ​​jordskorpen kan være fra 5 til 75 km.

kappe- et fast lag, der er placeret under jordskorpen. Dens temperatur er ret høj, men stoffet er i fast tilstand. Tykkelsen af ​​kappen er omkring 3.000 km.

kerne- den centrale del af kloden. Dens radius er cirka 3.500 km. Temperaturen inde i kernen er meget høj. Kernen menes hovedsageligt at bestå af smeltet metal,
formentlig jern.

Jordens skorpe

Der er to hovedtyper af jordskorpen - kontinental og oceanisk, plus en mellemliggende, subkontinental.

Jordskorpen er tyndere under havene (ca. 5 km) og tykkere under kontinenterne (op til 75 km). Det er heterogent; tre lag skelnes: basalt (liggende i bunden), granit og sedimentært (øverst). Den kontinentale skorpe består af tre lag, mens den oceaniske skorpe ikke har noget granitlag. Jordskorpen dannedes gradvist: først blev der dannet et basaltlag, derefter et granitlag; det sedimentære lag fortsætter med at dannes den dag i dag.

- det stof, der udgør jordskorpen. Sten er opdelt i følgende grupper:

1. Magmatisk klipper. De dannes, når magma størkner dybt inde i jordskorpen eller på overfladen.

2. Sedimentære bjergarter. De er dannet på overfladen, dannet af produkter af ødelæggelse eller forandring af andre klipper og biologiske organismer.

3. Metamorfe bjergarter. De er dannet i tykkelsen af ​​jordskorpen fra andre klipper under påvirkning af visse faktorer: temperatur, tryk.

Hvor ofte, på jagt efter svar på vores spørgsmål om, hvordan verden fungerer, ser vi op på himlen, solen, stjernerne, vi ser langt, langt væk hundreder af lysår på jagt efter nye galakser. Men hvis du ser på dine fødder, så er der under dine fødder en helhed underverden som vores planet - Jorden - er lavet af!

Jordens indvolde dette er den samme mystiske verden under vores fødder, den underjordiske organisme på vores Jord, som vi lever på, bygger huse, lægger veje, broer og i mange tusinde år har vi udviklet vores oprindelige planets territorier.

Denne verden er de hemmelige dybder af jordens indvolde!

Jordens struktur

Vores planet tilhører planeterne terrestrisk gruppe, og ligesom andre planeter består den af ​​lag. Jordens overflade består af en hård skal af jordskorpen, dybere er der en ekstremt tyktflydende kappe, og i midten er der en metalkerne, som består af to dele, den ydre er flydende, den indre er fast.

Interessant nok er mange objekter i universet så godt undersøgt, at hvert skolebarn kender til dem; de sendes ud i rummet for fjerne hundredtusindvis af kilometer rumfartøj, men at komme ind i de dybeste dybder af vores planet er stadig en umulig opgave, så hvad der er under Jordens overflade er stadig et stort mysterium.

Der er et interessant træk i vores planets struktur: vi støder på den mest komplekse og forskelligartede struktur i overfladelagene af jordskorpen; Jo dybere vi går ned i jordens tarme, jo enklere viser dens struktur sig at være. Man kan selvfølgelig give udtryk for mistanken om, at det kun forekommer os sådan, for jo dybere vi går, jo mere omtrentlige og usikre bliver vores informationer. Det er tilsyneladende ikke tilfældet, og forenklingen af ​​struktur med dybde er en objektiv kendsgerning, uafhængig af graden af ​​vores viden.

Vi vil begynde vores overvejelse fra toppen, med de mest komplekse øvre lag af jordskorpen. Disse lag studeres, som vi ved, primært ved hjælp af direkte geologiske metoder.

Omtrent to tredjedele af jordens overflade er dækket af oceaner; en tredjedel falder på kontinenterne. Strukturen af ​​jordskorpen under havene og kontinenterne er anderledes. Derfor vil vi først overveje kontinenternes funktioner og derefter vende os til havene.

På Jordens overflade på kontinenterne forskellige steder Der findes sten i forskellige aldre. Nogle områder af kontinenterne er sammensat på overfladen af ​​de ældste klipper - arkæozoiske eller, som de oftere kaldes, arkæiske og proterozoiske. Sammen kaldes de præ-paleozoiske eller prækambriske bjergarter. Deres ejendommelighed er, at de fleste af dem er stærkt metamorfoserede: ler er blevet til metamorfe skifre, sandsten til krystallinske kvartsitter, kalksten til marmor. En stor rolle blandt disse klipper spilles af gnejser, dvs. skistosegranitter, såvel som almindelige granitter. De områder, hvor disse ældste klipper kommer til overfladen, kaldes krystallinske massiver eller skjolde. Et eksempel er det baltiske skjold, som omfatter Karelen, Kolahalvøen, hele Finland og Sverige. Et andet skjold dækker det meste af Canada. Ligeledes er det meste af Afrika et skjold, ligesom en stor del af Brasilien, næsten hele Indien og hele det vestlige Australien. Alle klipper af gamle skjolde er ikke kun metamorfoserede og har gennemgået omkrystallisation, men også meget stærkt knust til små komplekse folder.

Andre områder på kontinenterne er optaget af overvejende yngre bjergarter - Palæozoikum, Mesozoikum og Kenozoikum i alder. Disse er hovedsageligt sedimentære bjergarter, selv om der blandt dem også er bjergarter af magmatisk oprindelse, udbrudt på overfladen i form af vulkansk lava eller indlejret og frosset i nogen dybde. Der er to kategorier af områder: På overfladen af ​​nogle ligger lag af sedimentære bjergarter meget roligt, næsten vandret, og kun sjældne og små folder observeres i dem. Sådanne steder spiller magmatiske bjergarter, især påtrængende, relativt lille rolle. Sådanne områder kaldes platforme. Andre steder er sedimentære bjergarter stærkt foldede og fyldt med dybe sprækker. Blandt dem findes ofte indtrængte eller ekstruderede magmatiske bjergarter. Disse steder falder normalt sammen med bjerge. De bliver kaldt foldede zoner, eller geosynclines.

Forskellene mellem individuelle platforme og foldede zoner er i en alder af klipperne, der ligger stille eller foldet i folder. Blandt platformene skiller sig gamle platforme ud, hvorpå alle palæozoiske, mesozoiske og cenozoiske bjergarter ligger næsten vandret oven på en stærkt metamorfoseret og foldet "krystallinsk base" sammensat af prækambriske bjergarter. Et eksempel på en gammel platform er den russiske platform, inden for hvilken alle lag, begyndende med det kambriske, generelt ligger meget roligt.

Der er platforme, hvor ikke kun prækambriske, men også kambriske, ordoviciske og siluriske lag er foldet, og yngre klipper, begyndende med devonske, ligger stille oven på disse folder på deres eroderede overflade (som de siger, "ukonformeligt"). Andre steder dannes det "foldede fundament" foruden prækambrium af alle palæozoiske bjergarter, og kun mesozoiske og cenozoiske bjergarter ligger næsten vandret. De sidste to kategorier af platforme kaldes unge. Nogle af dem, som vi ser, blev dannet efter den siluriske periode (før det eksisterede foldede zoner her), og andre - efter afslutningen af ​​den palæozoiske æra. Således viser det sig, at der på kontinenterne er platforme i forskellige aldre, dannet tidligere eller senere. Før platformen blev dannet (i nogle tilfælde - indtil slutningen af ​​den proterozoiske æra, i andre - indtil slutningen af ​​den siluriske periode, i andre - indtil slutningen af ​​den palæozoiske æra), skete et stærkt sammenbrud af lag i folder i jordskorpen, magmatiske smeltede bjergarter blev indført i den, sedimenter blev udsat for metamorfisering og omkrystallisation. Og først efter dette opstod der ro, og efterfølgende lag af sedimentære bjergarter, der havde akkumuleret vandret på bunden af ​​havbassiner, fortsatte generelt med at forblive rolige i fremtiden.

Endelig er alle lagene andre steder foldet og gennemtrængt af magmatiske bjergarter - også neogene.

Siger, at platformene kunne have dannet sig anden tid, peger vi også på de forskellige aldre af de foldede zoner. Faktisk, på gamle krystallinske skjolde, sluttede sammenbruddet af lag i folder, indtrængen af ​​magmatiske bjergarter og omkrystallisation før begyndelsen af ​​palæozoikum. Følgelig er skjoldene zoner med prækambrisk foldning. Hvor lagenes stille strøelse ikke var blevet forstyrret siden Devon-perioden, fortsatte foldningen af ​​lagene til folder indtil slutningen af ​​den siluriske periode, eller, som man siger, indtil slutningen af ​​den tidlige palæozoikum. Følgelig er denne gruppe af unge platforme samtidig et område med tidlig palæozoisk foldning. Denne tids foldning kaldes den kaledonske foldning. Hvor platformen blev dannet fra begyndelsen af ​​mesozoikum, har vi zoner med sen palæozoikum eller hercynisk foldning. Endelig er de områder, hvor alle lag, til og med de neogene, er kraftigt foldede, zoner med den yngste, alpine foldning, som kun efterlod de lag dannet i kvartærtiden udfoldet.

Kort, der viser placeringen af ​​platforme og foldede zoner i forskellige aldre og nogle andre træk ved jordskorpens struktur kaldes tektonisk (tektonik er en gren af ​​geologi, der studerer bevægelser og deformationer af jordskorpen). Disse kort er et supplement til geologiske kort. Sidstnævnte er primære geologiske dokumenter, der mest objektivt belyser strukturen af ​​jordskorpen. Tektoniske kort indeholder allerede nogle konklusioner: om alderen for platforme og foldede zoner, om arten og tidspunktet for dannelsen af ​​folder, om dybden af ​​det foldede fundament under de stille lag af platforme osv. Principperne for kompilering af tektoniske kort blev udviklet i 30'erne af sovjetiske geologer, hovedsagelig akademiker A.D. Arkhangelsky. Efter den Store Fædrelandskrig tektoniske kort Sovjetunionen blev udarbejdet under ledelse af akademiker N. S. Shatsky. Disse kort er taget som et eksempel til kompilering af internationale tektoniske kort over Europa, andre kontinenter og hele Jorden som helhed.

Tykkelsen af ​​sedimentære formationer på de steder, hvor de ligger roligt (dvs. på platforme), og hvor de er stærkt foldede, er forskellig. For eksempel er Jurassic aflejringer på den russiske platform intetsteds mere end 200 meter tykke eller "tykke", mens deres tykkelse i Kaukasus, hvor de er stærkt foldede, når 8 kilometer steder. Aflejringerne fra Carboniferous-perioden på den samme russiske platform har en tykkelse på højst flere hundrede meter, og i Ural, hvor de samme aflejringer er stærkt foldede, stiger deres tykkelse nogle steder til 5-6 kilometer. Dette indikerer, at når sedimenter af samme alder akkumulerede på platformen og i områder af den foldede zone, bøjede jordskorpen sig meget lidt på platformen og bøjede meget mere i den foldede zone. Derfor var der ikke plads på platformen til ophobning af så tykke formationer, som kunne samle sig i dybe trug af jordskorpen i foldede zoner.

Inden for platforme og foldede zoner forbliver tykkelsen af ​​akkumulerede sedimentære bjergarter ikke den samme overalt. Det varierer fra site til site. Men på platforme er disse ændringer jævne, gradvise og små. De indikerer, at under akkumuleringen af ​​sedimenter faldt platformen stedvis lidt mere, stedvis lidt mindre, og der blev dannet brede, blide fordybninger (synekliser) i dens fundament, adskilt af lige så blide løft (anteclises). I modsætning hertil varierer tykkelsen af ​​sedimentære bjergarter af samme alder meget kraftigt fra sted til sted over korte afstande i foldede zoner, nogle gange stigende til flere kilometer, nogle gange faldende til flere hundrede eller titusinder af meter, eller endda forsvinde. Dette indikerer, at nogle områder under ophobningen af ​​sedimenter i den foldede zone faldt stærkt og dybt, andre faldt lidt eller endda slet ikke, og andre steg samtidig kraftigt, som det fremgår af de grove sedimenter fundet ved siden af ​​dem , dannet som følge af erosion af hævede områder. Det er betydningsfuldt, at alle disse områder, som var intenst hængende og intenst hævet, var smalle og placeret i form af strimler tæt ved siden af ​​hinanden, hvilket førte til meget store kontraster i jordskorpens bevægelser på tætte afstande.

I betragtning af alle de angivne træk ved jordskorpens bevægelser: meget kontrast og stærk sænkning og hævning af den, stærk foldning, energisk magmatisk aktivitet, dvs. alle funktionerne historisk udvikling foldede zoner, kaldes disse zoner normalt geosynclines, forbeholdt navnet "foldet zone" kun for at karakterisere deres moderne struktur, som var resultatet af alle tidligere turbulente begivenheder i jordskorpen. Vi vil fortsætte med at bruge udtrykket "geosyncline", når vi ikke taler om den moderne struktur af den foldede zone, men om funktionerne i dens tidligere udvikling.

Platforme og foldede zoner adskiller sig væsentligt fra hinanden i de mineralressourcer, der er placeret på deres territorium. På platformene er der lidt magmatisk bjergart, der er trængt ind i stille lag af sedimentær bjergart. Derfor findes mineraler af magmatisk oprindelse kun sjældent på platforme. Men i de roligt liggende sedimentære lag af platformen, kul, olie, naturgasser samt stensalt, gips, Byggematerialer osv. I foldede zoner er fordelen på siden af ​​magmatiske mineraler. Disse er forskellige metaller, der blev dannet på forskellige stadier af størkning af magmakamre.

Men når vi taler om den overvejende forening af sedimentære mineraler med platforme, må vi ikke glemme, at vi taler om om lag, der ligger stille, og ikke om de stærkt metamorfoserede og sammenkrøllede krystallinske klipper af det gamle "foldede fundament" af platforme, som er bedst synlige på "skjoldene". Disse kælderklipper afspejler den æra, hvor platformen endnu ikke var her, men der eksisterede en geosyncline. Derfor er mineraler, der findes i den foldede kælder, geosynklinale af typen, det vil sige overvejende magmatiske. Følgelig er der på platformene så at sige to etager af mineraler: den nederste etage er gammel, tilhørende fundamentet, geosynklinal; det er kendetegnet ved metalmalme; den øverste etage er selve platformen, der hører til dækket af sedimentære klipper, der stille ligger på fundamentet; disse er sedimentære, dvs. overvejende ikke-metalliske mineraler.

Et par ord skal siges om folder.

Stærk foldning i foldede zoner og svag foldning på platforme blev nævnt ovenfor. Det skal bemærkes, at vi ikke kun skal tale om forskellige intensiteter af foldning, men også om det faktum, at foldede zoner og platforme er kendetegnet ved folder forskellige typer. I foldede zoner er folder af en type, der kaldes lineære eller komplette. Det er lange smalle folder, der ligesom bølger følger hinanden, støder op til hinanden i en cirkel og dækker helt store områder. Folderne har forskellige former: nogle er runde, andre er skarpe, nogle er lige, lodrette, andre er skrå. Men de ligner alle hinanden, og vigtigst af alt dækker de den foldede zone i en kontinuerlig sekvens.

Platformene har folder af en anden type. Disse er separate isolerede opløftninger af lag. Nogle af dem er bordformede eller, som man siger, brystformede eller kasseformede, mange har udseende af let skrånende kupler eller skafter. Folderne her er ikke aflange, som i den foldede zone, til striber, men er arrangeret i mere komplekse former eller spredt temmelig tilfældigt. Dette er "intermitterende" eller kuppelformet foldning.

Folder af intermitterende type - brystforhøjninger, kupler og skakter - findes ikke kun på platformen, men også på kanten af ​​de foldede zoner. Så der er til en vis grad en gradvis overgang fra platformsfoldninger til dem, der er typiske for foldezoner.

På platforme og ved kanterne af foldede zoner forekommer en anden unik type folder - de såkaldte "diapiriske kupler". De dannes, hvor tykke lag af stensalt, gips eller blødt ler ligger i nogen dybde. Den specifikke vægt af stensalt er mindre end specifik vægt andre sedimentære bjergarter (stensalt 2.1, sand og ler 2.3). Således ender lettere salt under tungere ler, sand og kalksten. På grund af stenens evne til langsomt at deformere plastisk under påvirkning af små mekaniske kræfter (fænomenet krybning, som blev nævnt ovenfor), har salt en tendens til at flyde til overfladen, gennembore og skubbe de overliggende tungere lag fra hinanden. Dette er hjulpet af det faktum, at salt under tryk er ekstremt flydende og samtidig holdbart: det flyder let, men går ikke i stykker. Saltet flyder op i form af søjler. Samtidig løfter den de overliggende lag, bøjer dem kuppelformet og får dem til at spalte i separate stykker, der rager opad. På overfladen har sådanne diapiriske kupler derfor ofte udseendet af en "brudt plade." På lignende måde dannes der diapiriske folder, i de "gennemborende kerner", hvoraf vi ikke finder salt, men blødt ler. Men diapiriske lerfolder ser normalt ikke ud som runde søjler, som saltdiapiriske kupler, men snarere lange aflange kamme.

Domer (inklusive diapiriske) og skakter fundet på platforme spiller en stor rolle i dannelsen af ​​olie- og gasophobninger. I foldede zoner af mineralforekomster for det meste begrænset til revner.

Lad os nu vende os til de dybere lag af jordskorpen. Vi bliver nødt til at forlade det område, som vi kender fra direkte observationer fra overfladen, og gå til et sted, hvor information kun kan opnås gennem geofysisk forskning.

Som allerede nævnt ligger metamorfe bjergarter af arkæisk alder dybeste i den synlige del af jordskorpen. Blandt dem er de mest almindelige gneiser og granitter. Observationer viser, at jo dybere del af jordskorpen vi observerer på overfladen, jo flere granitter møder vi. Derfor kan man tro, at det er endnu dybere - flere kilometer under overfladen krystal skjolde eller omkring 10 km under overfladen af ​​platforme og foldede zoner - ville vi støde på et sammenhængende lag af granit under kontinenterne. Den øvre overflade af dette granitlag er meget ujævn: det stiger enten til dagoverfladen eller falder 5-10 km under det.

Vi kan kun gætte dybden af ​​den nedre overflade af dette lag baseret på nogle data om udbredelseshastigheden af ​​elastiske seismiske vibrationer i jordskorpen. Bevægelseshastigheden af ​​såkaldte longitudinelle seismiske bølger i granitter er i gennemsnit omkring 5 km/sek.

I langsgående bølger opstår partikeloscillationer i bølgebevægelsesretningen: frem og tilbage. Såkaldt tværgående bølger kendetegnet ved svingninger på tværs af bølgens bevægelsesretning: op - ned eller højre - venstre.

Men en række steder blev det opdaget, at i en dybde på 10, 15, 20 km bliver udbredelseshastigheden af ​​de samme langsgående seismiske bølger større og når 6 eller 6,5 km/sek. Da denne hastighed er for høj for granit og er tæt på udbredelseshastigheden af ​​elastiske vibrationer, som kendetegner en sten som basalt i laboratorieforsøg, kaldes laget af jordskorpen med en højere udbredelseshastighed af seismiske bølger basalt. I forskellige områder starter den i forskellige dybder - normalt i en dybde på 15 eller 20 km, men i nogle områder kommer den meget tættere på overfladen, og en brønd på 6-8 km dybde kan nå den.

Der er dog indtil videre ikke en eneste brønd trængt ind i basaltlaget, og ingen har set klipperne, der ligger i dette lag. Er det virkelig basalter? Der er udtrykt tvivl herom. Nogle mennesker tror, ​​at vi der i stedet for basalt vil finde de samme gnejser, granitter og metamorfe bjergarter, som er karakteristiske for det overliggende granitlag, men som på større dybder komprimeres kraftigt af trykket fra de overliggende bjergarter og derfor udbredelseshastigheden af seismiske bølger i dem er større. Løsningen på dette problem er af stor interesse og ikke kun teoretisk: et eller andet sted i den nederste del af granitten og den øvre del af basaltlagene finder processer til granitdannelse og kernedannelsen af ​​de varme opløsninger og gasser sted, hvorfra forskellige malmmineraler forekommer krystallisere højere oppe, når de bevæger sig til overfladen. At vide, hvad et basaltlag faktisk er, betyder bedre at forstå processerne for dannelse af metalmalme i jordskorpen og lovene for deres fordeling. Derfor fortjener projektet med at bore ultradybe brønde for at studere strukturen af ​​hele granitten og i det mindste den øverste del af basaltlaget al støtte.

Basaltlaget er det nederste lag af den kontinentale jordskorpe. Nedenunder er det adskilt fra de dybere dele af Jorden ved en meget skarp opdeling kaldet Mohorovicic sektion(opkaldt efter den jugoslaviske seismolog, der opdagede eksistensen af ​​denne sektion i begyndelsen af ​​vort århundrede). Ved denne Mohorovicic-sektion (eller Moho for kort) ændres hastigheden af ​​de langsgående seismiske bølger kraftigt: over sektionen er den normalt 6,5 km/sek., og umiddelbart under den stiger den til 8 km/sek. Dette afsnit betragtes som den nedre grænse for jordskorpen. Dens afstand fra overfladen er derfor tykkelsen af ​​jordskorpen. Observationer viser, at tykkelsen af ​​skorpen under kontinenterne langt fra er ensartet. I gennemsnit er den 35 km, men under bjergene stiger den til 50, 60 og endda 70 km. Desuden, jo højere bjergene er, desto tykkere er jordskorpen: et stort opadgående fremspring af jordens overflade svarer til et meget større nedadgående fremspring; Således har bjergene så at sige "rødder", der går dybt ned i de dybere lag af Jorden. Under sletterne er tykkelsen af ​​skorpen tværtimod mindre end gennemsnittet. Granit- og basaltlagenes relative rolle i sektionen af ​​jordskorpen varierer også fra region til region. Det er især interessant, at under nogle bjerge dannes "rødderne" hovedsageligt på grund af en stigning i tykkelsen af ​​granitlaget, og under andre - på grund af en stigning i tykkelsen af ​​basaltlaget. Det første tilfælde observeres for eksempel i Kaukasus, det andet - i Tien Shan. Yderligere vil vi se, at oprindelsen af ​​disse bjerge er anderledes; dette afspejlede sig også i den anderledes struktur af jordskorpen under dem.

En egenskab ved jordskorpen, der er tæt forbundet med bjergenes "rødder", bør især bemærkes: dette er den såkaldte isostasi eller ligevægt. Observationer af størrelsen af ​​tyngdekraften på Jordens overflade viser, som vi har set, tilstedeværelsen af ​​nogle fluktuationer i denne værdi fra sted til sted, det vil sige eksistensen af ​​visse tyngdeanomalier. Imidlertid er disse anomalier (efter at have trukket indflydelsen fra observationspunktets geografiske og højdeposition) ekstremt små; de kan få en persons vægt til at ændre sig med blot et par gram. Sådanne afvigelser fra normal tyngdekraft er ekstremt små sammenlignet med dem, der kunne forventes, når man tager jordens overflades topografi i tankerne. Faktisk, hvis bjergkæder var en bunke af overflødige masser på Jordens overflade, så skulle disse masser skabe en stærkere attraktion. Tværtimod, over havene, hvor det tiltrækkende legeme i stedet for tætte klipper er mindre tæt vand, bør tyngdekraften svækkes.

I virkeligheden er der ingen sådanne forskelle. Tyngdekraften bliver ikke større i bjergene og mindre på havet, den er nogenlunde den samme overalt, og de observerede afvigelser fra gennemsnitsværdien er væsentligt mindre end den indflydelse, som ujævnt terræn eller udskiftning af klipper med havvand skulle have. havde. Herfra er kun én konklusion mulig: de yderligere masser på overfladen, der danner kammene, skal svare til en mangel på masser i dybden; kun i dette tilfælde vil den samlede masse og den generelle tiltrækning af klipperne placeret under bjergene ikke overstige den normale værdi. Tværtimod må manglen på masser på overfladen i havene svare til nogle tungere masser i dybden. Ovenstående ændringer i tykkelsen af ​​skorpen under bjergene og sletterne svarer præcis til disse forhold. Gennemsnitlig tæthed klipperne i jordskorpen er 2,7. Under jordskorpen, umiddelbart under Moho, har materialet mere stor tæthed, når 3,3. Derfor, hvor jordskorpen er tyndere (under lavlandet), kommer et tungt subcrustal "substrat" ​​tættere på overfladen, og dets attraktive indflydelse kompenserer for "manglen" på masse på overfladen. Tværtimod, i bjergene reduceres en stigning i tykkelsen af ​​den lette skorpe samlet styrke tiltrækning, hvorved der kompenseres for stigningen i tiltrækning forårsaget af yderligere overflademasser. Der skabes betingelser, hvorunder jordskorpen synes at flyde på et tungt underlag, som isflager på vand: en tykkere isflage synker dybere ned i vandet, men rager også højere op over det; en tyndere isflage synker mindre, men stikker også mindre ud.

Denne opførsel af isflager svarer til Arkimedes velkendte lov, som bestemmer ligevægten for flydende legemer. Jordskorpen adlyder også den samme lov: hvor den er tykkere, går den dybere ind i substratet i form af "rødder", men rager også højere op på overfladen; hvor skorpen er tyndere, bevæger det tunge substrat sig tættere på overfladen, og skorpens overflade er relativt sænket og danner enten en slette eller havbunden. Således svarer tilstanden af ​​cortex til ligevægten af ​​flydende legemer, hvorfor denne tilstand kaldes isostasi.

Det skal bemærkes, at konklusionen om jordskorpens ligevægt i forhold til dens tyngdekraft og substrat er gyldig, hvis vi tager højde for den gennemsnitlige tykkelse af skorpen og den gennemsnitlige højde af dens overflade for store områder- med en diameter på flere hundrede kilometer. Hvis vi tydeliggør opførselen af ​​meget mindre dele af jordskorpen, vil vi opdage afvigelser fra ligevægt, uoverensstemmelser mellem tykkelsen af ​​skorpen og højden af ​​dens overflade, som udtrykkes i form af tilsvarende anomalier i tyngdekraften. Lad os forestille os en stor isflage. Dens balance, som en krop, der flyder på vand, vil afhænge af dens gennemsnitlige tykkelse. Men forskellige steder kan isflagen have meget forskellig tykkelse, den kan tæres af vand og dens underside kan have mange små lommer og buler. Inden for hver lomme eller hver bule kan isens position i forhold til vandet afvige meget fra ligevægten: Hvis vi skærer det tilsvarende isstykke ud fra isflagen, vil den enten synke dybere end den omgivende isflage eller flyde. over det. Men generelt er isflagen i ligevægt, og denne ligevægt afhænger af den gennemsnitlige tykkelse af isflagen.

Under jordskorpen går vi ind i den næste, meget kraftige skal på Jorden, kaldet Jordens kappe. Den strækker sig ind i landet i 2900 km. På denne dybde er der den næste skarpe opdeling i Jordens stof, der adskiller kappen fra Jordens kerne. Inde i kappen, når den bliver dybere, øges udbredelseshastigheden af ​​seismiske bølger og når i bunden af ​​kappen 13,6 km/sek. for langsgående bølger. Men stigningen i denne hastighed er ujævn: den er meget hurtigere i den øvre del, til en dybde på omkring 1000 km, og ekstrem langsom og gradvis på større dybder. I denne henseende kan kappen opdeles i to dele - den øvre og nedre kappe. Nu om dage ophobes der flere og flere data, der indikerer, at denne opdeling af kappen i øvre og nedre er af stor fundamental betydning, eftersom udviklingen af ​​jordskorpen tilsyneladende er direkte relateret til de processer, der foregår i den øvre kappe. Arten af ​​disse processer vil blive diskuteret yderligere. Den nederste kappe har tilsyneladende ringe effekt direkte på jordskorpen.

Stoffet, der udgør kappen, er fast. Dette bekræfter arten af ​​seismiske bølgers passage gennem kappen. Der er uenighed om den kemiske sammensætning af kappen. Nogle mennesker tror, ​​at den øvre kappe er lavet af en sten kaldet peridotit. Denne sten indeholder meget lidt silica; grundlæggende integreret del Dens mineral er olivin - et silikat rigt på jern og magnesium. Andre tyder på, at den øvre kappe er meget rigere på silica og har en sammensætning, der ligner basalt, men mineralerne, der udgør denne dybe basalt, er tættere end overfladebasaltens. For eksempel i dyb basalt spiller granater en væsentlig rolle - mineraler med en meget tæt "pakning" af atomer i krystalgitter. Sådan dyb basalt, opnået som et resultat af komprimering af almindelig overfladebasalt, kaldes eklogit.

Der er argumenter for begge synspunkter. Især det andet synspunkt bekræftes af det enorme antal basalter, der var og nu strømmer ud under vulkanudbrud, meget ensartede i deres kemiske sammensætning. Deres kilde kan kun være i den øvre kappe.

Hvis dette synspunkt viser sig at være korrekt, så må vi overveje, at der ved Moho-afsnittet ikke er en ændring i den kemiske sammensætning af et stof, men en overgang af et stof med samme kemiske sammensætning til en ny, tættere, "dyb" tilstand, ind i en anden, som de siger, "fase". Sådanne overgange kaldes "faseovergange". Denne overgang afhænger af ændringen i tryk med dybden. Når et vist tryk er nået, omdannes almindelig basalt til eklogit, og mindre tætte feldspater erstattes af mere tætte granater. Sådanne overgange påvirkes også af temperatur: at øge den ved samme tryk komplicerer overgangen af ​​basalt til øklogit. Derfor bliver den nedre grænse af jordskorpen mobil, afhængig af temperaturændringer. Stiger temperaturen, så bliver noget af eklogitten tilbage til almindelig basalt, skorpegrænsen falder, og skorpen bliver tykkere; i dette tilfælde stiger stoffets volumen med 15%. Hvis temperaturen falder, så omdannes en del af basalten i de nederste lag af skorpen ved samme tryk til eklogit, skorpegrænsen stiger, skorpen bliver tyndere, og mængden af ​​materiale, der er gået over i en ny fase, falder med 15 %. Disse processer kan forklare jordskorpens svingninger op og ned: Som følge af dens fortykkelse vil skorpen flyde og stige, men efterhånden som dens tykkelse aftager, vil den synke og synke.

Det sidste spørgsmål handler dog om den kemiske sammensætning og fysisk tilstand Problemet med den øvre kappe vil tilsyneladende kun blive løst som et resultat af ultradyb boring, når borehuller, der har passeret gennem hele skorpen, når materialet i den øvre kappe.

Et vigtigt træk ved strukturen af ​​den øvre kappe er "blødgøringsbæltet" placeret i en dybde på mellem 100 og 200 km. I dette bælte, som også kaldes astenosfæren, udbredelseshastigheden af ​​elastiske vibrationer er lidt mindre end over og under den, og dette indikerer en lidt mindre fast tilstand af stoffet. I fremtiden vil vi se, at "blødgøringsbæltet" spiller en meget vigtig rolle i Jordens liv.

I den nederste kappe bliver materialet meget tungere. Dens tæthed stiger tilsyneladende til 5,6. Det antages, at det består af silikater, meget rigt på jern og magnesium og fattigt på silica. Det er muligt, at jernsulfid er udbredt i den nedre kappe.

I en dybde på 2900 km, som angivet, slutter kappen og begynder Jordens kerne. Den vigtigste funktion kerne er, at den passerer langsgående seismiske vibrationer, men viser sig at være uigennemtrængelig for tværgående vibrationer. Da tværgående elastiske vibrationer passerer gennem faste stoffer, men hurtigt forsvinder i væsker, mens langsgående vibrationer passerer gennem både faste og flydende legemer, bør det konkluderes, at Jordens kerne er i flydende tilstand. Selvfølgelig er det ikke nær så flydende som vand; det er et meget tykt stof, tæt på en fast tilstand, men stadig meget mere flydende end kappens substans.

Inde i kernen er der også indre kerne eller nukleolus. Dens øvre grænse er placeret i en dybde af 5000 km, det vil sige i en afstand af 1370 km fra Jordens centrum. Her er der et ikke særlig skarpt snit, hvor hastigheden af ​​seismiske vibrationer hurtigt falder igen, for derefter, ind mod Jordens centrum, igen begynder at stige. Der er en antagelse om, at den indre kerne er fast, og at kun den ydre kerne er flydende. Men da sidstnævnte forhindrer passage af tværgående vibrationer, spørgsmålet om staten indre kerne kan endnu ikke løses endeligt.

Der har været megen debat om kernens kemiske sammensætning. De fortsætter den dag i dag. Mange holder stadig gammel pointe set i betragtning af, at Jordens kerne består af jern med en lille indblanding af nikkel. Prototypen af ​​denne sammensætning er jernmeteoritter. Meteoritter betragtes generelt som enten fragmenter af tidligere eksisterende og disintegrerede planeter eller som resterende "ubrugte" små kosmiske legemer, hvorfra planeter blev "samlet" for flere milliarder år siden. I begge tilfælde skulle meteoritter synes at repræsentere den kemiske sammensætning af en eller anden skal på planeten. Stenmeteoritter svarer sandsynligvis til kappens kemiske sammensætning, i hvert fald den nederste. Tungere jernmeteoritter svarer, som mange tror, ​​til mere dybe tarme- planetens kerne.

Andre forskere finder dog argumenter imod ideen om en jernsammensætning af kernen og mener, at kernen skal bestå af silikater, generelt de samme som dem, der udgør kappen, men at disse silikater er i en "metallisk" tilstand som følge af det enorme tryk i kernen ved den øvre grænse af kernen er det lig med 1,3 millioner atmosfærer, og i Jordens centrum 3 millioner atmosfærer). Det betyder, at silikatatomerne under påvirkning af tryk blev delvist ødelagt, og individuelle elektroner brød af dem, som var i stand til at bevæge sig uafhængigt. Dette, som i metaller, bestemmer nogle af kernens metalliske egenskaber: stor tæthed; elektrisk og termisk ledningsevne når 12,6 i jordens centrum.

Endelig er der et mellemsynspunkt, som nu begynder at gøre sig gældende, nemlig at den indre kerne er jern, og den ydre er sammensat af silikater i metallisk tilstand.

Ifølge moderne teori, er Jordens magnetfelt forbundet med den ydre kerne. Ladede elektroner bevæger sig i den ydre kerne i en dybde på mellem 2900 og 5000 km og beskriver cirkler eller sløjfer, og det er deres bevægelse, der fører til fremkomsten af ​​et magnetfelt. Det er velkendt, at sovjetiske raketter sendt til Månen ikke blev fundet i nærheden af ​​vores naturlig satellit magnetfelt. Dette er helt i overensstemmelse med antagelsen om, at Månen ikke har en kerne, der ligner Jordens.

Lad os nu overveje strukturen af ​​jordens indre under havene.

Selvom havbunden og jordens dybder under oceanerne for nylig, startende fra det internationale geofysiske år, er blevet undersøgt ekstremt intensivt (det sovjetiske forskningsskib Vityaz's talrige rejser er velkendte), kender vi stadig den geologiske struktur af havterritorier meget dårligere end kontinenternes struktur. Det er dog blevet fastslået, at der på bunden af ​​havene ikke findes skjolde, platforme og foldede zoner, der ligner dem, man kender på kontinenterne. Baseret på bundtopografien i havene kan de største elementer identificeres som sletter (eller bassiner), oceaniske højdedrag og dybhavsgrøfter.

Sletter optager store rum på bunden af ​​alle oceaner. De er næsten altid placeret i samme dybde (5-5,5 km).

Havrygge er brede, bølgende højderygge. Atlanterhavsryggen er særligt karakteristisk. Det strækker sig fra nord til syd, nøjagtigt langs havets midtlinje, og buer parallelt med kysterne på de tilgrænsende kontinenter. Dens kam er normalt placeret i en dybde på omkring 2 km, men individuelle toppe rejser sig over havets overflade i form af vulkanske øer (Azorerne, St. Paul, Ascension, Tristan da Cunha). Island med sine vulkaner ligger lige på fortsættelsen af ​​den undersøiske højderyg.

Undervandsryggen i Det Indiske Ocean strækker sig også i meridional retning langs havets midtlinje. Ved Chagos-øerne forgrener denne højderyg sig. En af dens grene går lige mod nord, hvor der i dens fortsættelse i Bombay-regionen kendes enorme frosne strømme af vulkanske basalter (Deccan Plateau). Den anden gren går mod nordvest og er tabt, inden den kommer ind i Det Røde Hav.

De atlantiske og indiske ubådsrygge er forbundet. Til gengæld forbinder Indian Ridge med East Pacific Underwater Ridge. Sidstnævnte strækker sig i bredderetning syd for New Zealand, men ved meridianen af ​​120° vestlig længde drejer den skarpt mod nord. Den nærmer sig Mexicos kyster, og her er den tabt i det lave vand, inden den kommer ind i Californiens Golf.

En række kortere ubådsrygge indtager det centrale Stillehav. Næsten alle strækker sig fra sydøst til nordvest. På toppen af ​​en sådan undersøisk højderyg er Hawaii-øerne, på toppen af ​​andre er adskillige øgrupper af mindre øer.

Et eksempel på en undersøisk havryg er også opdaget af sovjetiske videnskabsmænd i det nordlige det arktiske Ocean Lomonosov Ridge.

Næsten alle store undervandsrygge er indbyrdes forbundne og danner så at sige et enkelt system. Det er stadig uklart forholdet mellem Lomonosov-ryggen og andre højdedrag.

Dybe havgrave er smalle (100-300 km) og lange (adskillige tusinde kilometer) skyttegrave i havbunden, inden for hvilke maksimale dybder observeres. Det var i et af disse huller, Mariana, at det sovjetiske ekspeditionsskib "Vityaz" fandt verdenshavets største dybde og nåede 11.034 m. Dybhavsveje er placeret langs periferien af ​​havene. Oftest grænser de op til øbuer. Sidstnævnte en række steder er karakteristisk træk strukturer af overgangszoner mellem kontinenter og havet. Ø-buer er især udbredt langs den vestlige periferi af Stillehavet - mellem havet på den ene side og Asien og Australien på den anden side. Fra nord til syd falder buerne fra Aleuterne, Kurilerne, Japanerne, Bonino-Marian, Filippinerne, Tonga, Kermadec og New Zealand som guirlander. Næsten alle disse buer er afgrænset på den ydre (konvekse) side af dybhavsveje. Det samme hul grænser op til den antillianske ø-bue i Mellemamerika. Endnu et hul i vejen grænser op til siden Det indiske oceanø-buen i Indonesien. Nogle huller, der ligger i havets periferi, er ikke forbundet med øbuer. Dette er for eksempel Atacama Pothole ud for Sydamerikas kyst. Den perifere position af dybhavsveje er naturligvis ikke tilfældig.

Når vi taler om havbundens geologiske struktur, skal det først og fremmest bemærkes, at i det åbne hav er tykkelsen af ​​de løse sedimenter akkumuleret på bunden lille - ikke mere end en kilometer og ofte mindre. Disse sedimenter består af meget fine kalkholdige siltslam, hovedsagelig dannet af mikroskopisk små skaller encellede organismer- globigerin, samt fra de såkaldte røde dybhavsler, der indeholder bittesmå korn af jern og manganoxider. For nylig er der mange steder, i store afstande fra kysten, blevet opdaget hele strimler af sedimenter af klastisk oprindelse - sand. De blev tydeligt bragt til disse områder af havene fra kystområder, og deres eksistens indikerer tilstedeværelsen af ​​stærke dybhavsstrømme i havene.

Et andet træk er den enorme og udbredte udvikling af spor af vulkansk aktivitet. På bunden af ​​alle oceaner er der et stort antal enorme kegleformede bjerge; disse er uddøde gamle vulkaner. Der er mange havbunde og aktive vulkaner. Fra disse vulkaner er der kun udbrudt basalt og er i udbrud, og samtidig er de meget ensformige i deres sammensætning, ens overalt. Langs periferien af ​​havene, på øbuer, kendes andre lavaer, der indeholder mere silica - andesitter, men i de midterste dele af oceanerne er vulkanudbrud kun basaltiske. Generelt er der i de midterste dele af oceanerne næsten ingen andre faste klipper kendt undtagen basalt. Oceanografisk uddybning har altid kun løftet basaltfragmenter fra bunden, med undtagelse af nogle sedimentære bjergarter. Det er også værd at nævne de dybe, enorme bredderevner, flere tusinde kilometer lange, der skærer gennem bunden af ​​den nordøstlige del af Stillehavet. Skarpe afsatser i havbunden kan spores langs disse revner.

Den dybe struktur af jordskorpen i havet er meget enklere end under kontinenterne. I havene er der intet granitlag, og løse sedimenter ligger direkte på et basaltlag, hvis tykkelse er meget mindre end på kontinenterne: normalt er det kun 5 km. Dermed, hård del Jordskorpen i havene består af en kilometer løst sediment og fem kilometer basaltlag. Det faktum, at dette lag virkelig består af basalt, er meget mere sandsynligt for havene end for kontinenterne, hvis vi tager højde for bred brug basalt på havbunden og på oceaniske øer. Hvis vi lægger til dette fem kilometer af den gennemsnitlige tykkelse af laget af havvand, så vil dybden af ​​den nedre grænse af jordskorpen (Moho-sektionen) under havene kun være 11 km - meget mindre end under kontinenterne. Den oceaniske skorpe er således tyndere end kontinental skorpe. Derfor begyndte amerikanske ingeniører at bore gennem hele jordskorpen i havet fra en flydende borerig i håb om, at det der ville være lettere at nå de øverste lag af kappen og finde ud af deres sammensætning.

Der er tegn på, at havskorpen bliver tykkere under undersøiske højderygge. Der er dens tykkelse 20-25 km, og den forbliver basaltisk. Interessant nok har barken havets struktur ikke kun under de åbne oceaner, men også under nogle dybe hav: basaltisk skorpe og fraværet af et granitlag er blevet etableret under den dybe del af Sortehavet, under det sydlige kaspiske hav, under de dybeste skyttegrave i Det Caribiske Hav, under det japanske hav og andre steder. Hav af mellemdybde har også en mellemliggende skorpestruktur: skorpen nedenunder er tyndere end typisk kontinental skorpe, men tykkere end oceanisk skorpe; den har både granit- og basaltlag, men granitlaget er meget tyndere end på kontinentet. En sådan mellemskorpe observeres i lavvandede områder af Det Caribiske Hav, Okhotskhavet og andre steder.

Strukturen af ​​kappen og kernen under havene ligner generelt deres struktur under kontinenterne. Forskellen observeres i den øvre kappe: "blødgøringsbæltet" (asthenosfæren) under oceanerne er tykkere end under kontinenterne; Under oceanerne begynder dette bælte allerede i 50 km dybde og fortsætter til 400 km dybde, mens det på kontinenterne er koncentreret mellem 100 og 200 km dybde. Forskelle i struktur mellem kontinenter og oceaner strækker sig således ikke kun gennem hele tykkelsen af ​​jordskorpen, men også ind i den øvre kappe til en dybde på mindst 400 km. Dybere - i de nederste lag af den øvre kappe, i den nedre kappe, i den ydre og indre kerne - er der endnu ikke fundet ændringer i strukturen i vandret retning, ingen forskelle mellem de kontinentale og oceaniske sektorer af Jorden.

Afslutningsvis, lad os sige et par ord om nogle generelle egenskaber ved kloden.

Kloden udstråler varme. En konstant strøm af varme strømmer fra jordens indre til overfladen. I denne forbindelse er der en såkaldt temperaturgradient - en stigning i temperaturen med dybden. I gennemsnit antages denne gradient at være 30° pr. 1 km, dvs. med en uddybning på 1 km stiger temperaturen med 30° Celsius. Denne gradient varierer dog meget fra sted til sted. Desuden er det kun korrekt for de mest overfladiske dele af jordskorpen. Hvis det forblev det samme hele vejen til Jordens centrum, så ville temperaturen i de indre områder af Jorden være så høj, at vores planet simpelthen ville eksplodere. Nu er der ingen tvivl om, at med dybden stiger temperaturen langsommere og langsommere. I den nederste kappe og kerne stiger det meget lidt og i midten af ​​Jorden overstiger det tilsyneladende ikke 4000°.

Baseret på temperaturgradienten nær overfladen, samt bjergarters varmeledningsevne, er det muligt at beregne, hvor meget varme der strømmer fra dybet udad. Det viser sig, at Jorden hvert sekund taber 6 ∙ 10 12 kalorier fra hele sin overflade. Der er blevet taget en del størrelsesmål på det seneste. varmeflow Lander forskellige steder - på kontinenter og på bunden af ​​havene. Det viste sig, at varmeflowet i gennemsnit er 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pr. sekund. I nogle af de mest almindelige tilfælde svinger den mellem 0,5 og 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pr. sekund, og der er ingen forskelle i varmeafgivelsen på kontinenterne og i havet. Men på denne ensartede baggrund blev der opdaget unormale zoner - med meget høj varmeoverførsel, 10 gange højere end den normale varmestrøm. Sådanne zoner er undersøiske havrygge. Især mange målinger blev foretaget på East Pacific Ridge.

Disse observationer stiller et interessant spørgsmål for geofysikere. Det er nu helt klart, at varmekilden inde i Jorden er radioaktive grundstoffer. De er til stede i alle bjergarter, i alt materiale på kloden, og når de henfalder, afgiver de varme. Hvis vi tager højde for det gennemsnitlige indhold af radioaktive grundstoffer i bjergarter, antager, at deres indhold i kappen er lig med deres indhold i stenede meteoritter, og indholdet i kernen anses for at være lig med indholdet i jernmeteoritter, så viser det sig. at den samlede mængde af radioaktive grundstoffer er mere end tilstrækkelig til at danne den observerede strømningsvarme. Men det er kendt, at granitter i gennemsnit indeholder 3 gange flere radioaktive grundstoffer end basalter og derfor burde generere mere varme. Da granitlaget er til stede i jordskorpen under kontinenterne og fraværende under havene, kan man antage, at varmestrømmen på kontinenterne burde være større end på havbunden. I virkeligheden er dette ikke tilfældet, generelt er flowet det samme overalt, men på bunden af ​​oceanerne er der zoner med unormalt høj termisk flow. I det følgende vil vi forsøge at forklare denne anomali.

Jordens form er som bekendt en kugle, let fladtrykt ved polerne. På grund af oblateness er radius fra jordens centrum til polen 1/300-del kortere end radius rettet fra centrum til ækvator. Denne forskel er cirka 21 km. På en globus med en diameter på 1 m vil den være lidt mere end halvanden millimeter og er praktisk talt usynlig. Det blev beregnet, at en flydende kugle på størrelse med Jorden, der roterede med samme hastighed, ville antage denne form. Dette betyder, at takket være egenskaben ved krybning, som vi diskuterede ovenfor, blev jordens materiale, der var udsat for en meget langvarig påvirkning af centrifugalkraft, deformeret og antog en sådan ligevægtsform, at (selvfølgelig meget hurtigere) ) en væske ville tage.

Inkonsistensen af ​​egenskaberne af Jordens stof er interessant. Elastiske vibrationer forårsaget af jordskælv forplanter sig i det som i et meget fast legeme, og over for langtidsvirkende centrifugalkraft opfører det samme stof sig som en meget mobil væske. En sådan inkonsistens er almindelig for mange kroppe: de viser sig at være solide, når en kortvarig kraft virker på dem, et slag svarende til et seismisk stød, og de bliver plastiske, når kraften virker på dem langsomt, gradvist. Denne egenskab er allerede blevet nævnt, når man beskriver sammenbruddet af lag af hårde klipper i folder. Imidlertid er der for nylig dukket data op, der tyder på, at jordens stof tilpasser sig virkningen af ​​centrifugalkraft med en vis forsinkelse. Faktum er, at Jorden gradvist bremser sin rotation. Årsagen til dette er havvande forårsaget af Månens tiltrækning. Der er altid to buler på overfladen af ​​verdenshavet, hvoraf den ene vender mod Månen og den anden i den modsatte retning. Disse bump bevæger sig hen over overfladen på grund af jordens rotation. Men på grund af vandets inerti og viskositet er toppen af ​​bulen, der vender mod Månen, altid lidt forsinket, altid lidt forskudt i retning af Jordens rotation. Derfor tiltrækker Månen bølgen ikke vinkelret på jordens overflade, men langs en let skrå linje. Det er denne hældning, der får Månens tyngdekraft til at bremse Jordens rotation en smule. Der er meget lidt opbremsning. Takket være dette øges dagen med to tusindedele af et sekund hvert 100. år. Hvis denne decelerationshastighed forblev uændret gennem geologisk tid, så var dagen i juraperioden kortere med en time, og for to milliarder år siden - ved slutningen af ​​den arkæiske æra - roterede Jorden dobbelt så hurtigt.

Sammen med afmatningen af ​​rotationen bør centrifugalkraften også falde; derfor bør jordens form ændre sig - dens fladhed bør gradvist aftage. Beregninger viser dog, at den aktuelt observerede form af Jorden ikke svarer til den aktuelle rotationshastighed, men til den, der var for cirka 10 millioner år siden. Jordens substans, skønt flydende under betingelser langsigtet pres, men har betydelig viskositet, høj intern friktion og adlyder derfor nye mekaniske forhold med en mærkbar forsinkelse.

Lad os afslutningsvis påpege nogle interessante konsekvenser jordskælv. Vibrationerne forårsaget af almindelige jordskælv har forskellige perioder. Nogle jordskælv har en kort periode - omkring et sekund. Registrering af sådanne vibrationer er ekstremt vigtig for at studere jordskælv, der fandt sted nær en seismisk station, det vil sige lokale jordskælv. Med afstand fra kilden til jordskælvet falmer sådanne vibrationer hurtigt. Tværtimod spredes svingninger med en lang periode (18-20 sek.) vidt; under et jordskælv stor styrke de kan gå lige gennem kloden eller gå rundt om den på overfladen. Sådanne vibrationer registreres ved mange seismiske stationer og er praktiske til at studere fjerne jordskælv. Det er ved hjælp af langvarige svingninger, at den seismiske station i Moskva kan registrere jordskælv, der forekommer i Sydamerika eller Filippinerne.

I de senere år er svingninger forårsaget af jordskælv blevet opdaget med meget lange perioder på cirka en time. Ultralange seismiske bølger blev for eksempel dannet af et kraftigt jordskælv i Chile i 1960. Sådanne bølger, før de dør ud, kredser om kloden syv til otte gange eller endda mere.

Beregninger viser, at ultralange bølger er forårsaget af vibrationer fra hele kloden. Energien fra nogle jordskælv er så stor, at de ser ud til at ryste hele kloden, hvilket får den til at pulsere som helhed. Sandt nok er amplituden af ​​sådanne svingninger ubetydelig: langt fra kilden til jordskælvet kan den kun bemærkes af følsomme instrumenter og forsvinder fuldstændigt inden for få dage. Fænomenet "skælven" af hele Jorden som helhed kan dog ikke andet end at give et indtryk. De generelle svingninger af hele Jorden har vist sig nyttige til at bestemme nogle fysiske egenskaber globus.

1. Jordens struktur

Jorden er kugleformet og ligner andre planeter i solsystemet. For unøjagtige beregninger antages det, at Jorden er en kugle med en radius lig med 6370 (6371) km. Mere præcist er jordens figur triaksial omdrejningsellipsoide , selvom dens form ikke svarer til nogen almindelig geometrisk figur. Nogle gange bliver hun kaldt sfæroid . Det menes at have formen geoid . Denne figur fås ved at tegne en imaginær overflade, som falder sammen med vandstanden i havene, under kontinenterne.

Største dybde (Mariana Trench) – 11521 (11022) m; højeste højde(Everest) – 8848 m.

70,8% af overfladen er besat af vand og kun 29,2% af land.

Jordens dimensioner kan karakteriseres ved følgende figurer:

Polarradius ~ 6.357 km. Ækvatorial radius ~ 6.378 km.

Udfladning - 1/298,3. Omkredsen ved ækvator er ~ 40.076 km.

Jordens overflade er 510 millioner km 2. Jordens rumfang er 1.083 milliarder km 3.

Jordmasse - 5.98.10 27 t Massefylde - 5.52 cm 3.

Tætheden stiger med dybden: på overfladen – 2,66; 500 km – 3,33;. 800 km – 3,76; 1300 km – 5,00; 2500 km – 7,40; 500 km – 10,70; i midten - op til 14,00 g/cm3.

Fig.1. Diagram over jordens indre struktur

Jorden består af skaller (geosfærer) - interne og eksterne.

Indenrigs geosfære - jordskorpen, kappen og kerne.

1. Jordens skorpe. Tykkelsen af ​​jordskorpen varierer i forskellige områder af kloden. Under havene varierer det fra 4 til 20 km, og under kontinenterne - fra 20 til 75 km. I gennemsnit er dens tykkelse for oceaner 7...10 km, for kontinenter - 37...47 km. Den gennemsnitlige tykkelse (tykkelse) er kun 33 km. Bundlinie jordskorpen bestemmes af en kraftig stigning i udbredelseshastigheden af ​​seismiske bølger og kaldes sektionen Mohorovicic(sydlig seismograf), hvor der blev noteret en brat stigning i udbredelseshastigheden af ​​elastiske (seismiske) bølger fra 6,8 til 8,2 km/s. Synonym - bunden af ​​jordskorpen.

Barken har en lagdelt struktur. Der er tre lag i det: sedimentære(øverst), granit Og basaltisk.

Tykkelsen af ​​granitlaget stiger i unge bjerge (Alperne, Kaukasus) og når 25...30 km. I områder med gammel foldning (Ural, Altai) observeres et fald i tykkelsen af ​​granitlaget.

Basaltlaget er allestedsnærværende. Oftest findes basalt i en dybde på 10 km. I form af separate pletter trænger de ind i kappen i en dybde på 70...75 km (Himalaya).

Grænsefladen mellem granit- og basaltlagene kaldes overfladen Conrad(østrigsk geofysiker Konrad V.), også karakteriseret ved en brat stigning i seismiske bølgers passagehastighed .

Der er to typer jordskorpe: kontinental (tre-lag) og oceanisk (to-lag). Grænsen mellem dem falder ikke sammen med grænsen for kontinenter og oceaner og løber langs havbunden i dybder på 2,0...2,5 km.

Kontinental skorpe type består af sedimentære, granit- og basaltlag. Strøm afhænger af geologisk struktur distrikt. I højt forhøjede områder af krystallinske bjergarter er det sedimentære lag praktisk talt fraværende. I lavninger når dens tykkelse undertiden 15...20 km.

Oceanisk type skorpe består af sedimentære og basaltiske lag. Det sedimentære lag dækker næsten hele havbunden. Dens tykkelse varierer inden for hundreder og endda tusinder af meter. Basaltlaget er også udbredt under havbunden. Tykkelsen af ​​jordskorpen i oceaniske bassiner er ikke den samme: i Stillehavet er den 5...6 km, i Atlanterhavet - 5...7 km, i Arktis - 5...12 km, i den indiske - 5...10 km.

Lithosfæren- Jordens stenede skal, der kombinerer jordskorpen, den underliggende del af den øvre kappe og den underliggende astenosfæren (lag med reduceret hårdhed, styrke og viskositet).

tabel 1

Karakteristika for skallerne på den faste jord

Geosfære	Dybdeinterval, km	Massefylde, g/cm 3	af volumen, %	Vægt, 10 25 t	af jordens masse, %
Jordens skorpe
Mohorovicic sektion
Ekstern B
Overgangslag C
Wichert-Gutenberg afsnit
Ekstern E
Overgangslag F
Intern G

2. Mantel(græsk tæppe, kappe) ligger i en dybde på 30...2900 km. Dens masse er 67,8 % af Jordens masse og mere end 2 gange massen af ​​kernen og skorpen tilsammen. Volumen er 82,26%. Kappens overfladetemperatur svinger i området 150...1000 °C.

Kappen består af to dele - den nederste (lag D) med en base ~ 2900 km og den øverste (lag B) til en dybde på 400 km. Nedre kappe – Mn, Fe, Ni. Ultramafiske klipper er almindelige i det, så skallen kaldes ofte peridotit eller sten. Øvre kappe – Si, Mg. Den er aktiv og indeholder lommer af smeltede masser. Seismiske og vulkanske fænomener og bjergbygningsprocesser opstår her. Der er også et overgangslag Golitsyna(lag C) i en dybde på 400...1000 km.

I den øverste del af kappen, der ligger under litosfæren, er der astenosfæren. Den øvre grænse er omkring 100 km dyb under kontinenterne og omkring 50 km under havbunden; lavere – i en dybde på 250…350 km. Asthenosfæren spiller en stor rolle i oprindelsen af ​​endogene processer, der forekommer i jordskorpen (magmatisme, metamorfose osv.). På overfladen af ​​asthenosfæren bevæger lithosfæriske plader sig, hvilket skaber strukturen af ​​vores planets overflade.

3. Kerne Jorden begynder i en dybde på 2900 km. Indre kerne - solid, den ydre kerne er flydende. Massen af ​​kernen er op til 32% af jordens masse, og volumen er op til 16%. Jordens kerne er næsten 90 % jern med blandinger af ilt, svovl, kulstof og brint. Radius af den indre kerne (lag G), der består af en jern-nikkel-legering, er ~ 1200...1250 km, overgangslaget (lag F) er ~ 300...400 km, radius af den ydre kerne (lag E) er ~ 3450...3500 km. Tryk - omkring 3,6 millioner atm., temperatur - 5000 °C.

Der er to synspunkter vedrørende kernens kemiske sammensætning. Nogle forskere mener, at kernen ligesom jernmeteoritter består af Fe og Ni. Andre tyder på, at kernen i lighed med kappen er sammensat af Fe- og Mg-silikater. Desuden er stoffet i en speciel metalliseret tilstand (elektroniske skaller er delvist ødelagt).

Ekstern geosfære - hydrosfære (vandskal), biosfære (organismers livssfære) og atmosfære (gasskal).

Hydrosfære dækker jordens overflade med 70,8 %. Dens gennemsnitlige tykkelse er omkring 3,8 km, den største - > 11 km. Dannelsen af ​​hydrosfæren er forbundet med afgasning af vand fra Jordens kappe. Det er i tæt forhold til litosfæren, atmosfæren og biosfæren. Hydrosfærens samlede volumen i forhold til klodens volumen overstiger ikke 0,13 %. Mere end 98 % af alle vandressourcer på Jorden er saltvand i havene, havene osv. Den samlede mængde ferskvand er 28,25 millioner km 3 eller omkring 2 % af hele hydrosfæren.

tabel 2

Hydrosfærens volumen

Dele af hydrosfæren	Mængden af ​​alt vand	Mængde ferskvand, tusind m3	Vandudskiftningsintensitet, år
Verdenshavet
Grundvandet
Jordfugtighed
Atmosfæriske dampe
Flodvande
Vand i levende organismer (biologisk)

* – vand udsat for aktiv vandudskiftning

Biosfære(organismernes livssfære) er forbundet med Jordens overflade. Det er i konstant interaktion med litosfæren, hydrosfæren og atmosfæren.

Atmosfære. Dens øvre grænse er højden (3 tusinde km), hvor tætheden næsten er afbalanceret med tætheden af ​​det interplanetariske rum. Kemisk, fysisk og mekanisk påvirker lithosfæren og regulerer fordelingen af ​​varme og fugt. Atmosfæren har en kompleks struktur.

Fra Jordens overflade og opefter er det opdelt i troposfæren(op til 18 km), stratosfæren(op til 55 km), mesosfæren(op til 80 km), termosfære(op til 1000 km) og eksosfæren(spredningssfære). Troposfæren fylder omkring 80 % generel atmosfære. Dens tykkelse er 8...10 km over polerne, 16...18 km over ækvator. Med den gennemsnitlige årlige temperatur for Jorden + 14 o C ved havoverfladen ved troposfærens øvre grænse falder den til – 55 o C. Ved Jordens overflade når den højeste temperatur 58 o C (i skygge), og de laveste fald til – 87 o C. I troposfæren forekommer lodrette og vandrette bevægelser af luftmasser, som i høj grad bestemmer cyklus vand, varmeveksling , overførsel støvpartikler.

Magnetosfære Jorden er den yderste og mest omfattende skal på Jorden, som er det nær-jordiske rum, hvor styrken af ​​Jordens elektromagnetiske felt overstiger styrken af ​​eksterne elektromagnetiske felter. Magnetosfæren har en kompleks form, variabel i konfiguration og en magnetisk fane. Den ydre grænse (magnetopause) er sat i en afstand på ~ 100...200 tusinde km fra Jorden, hvor magnetfeltet svækkes og bliver sammenligneligt med det kosmiske magnetfelt

Husk! Hvad ved du om Jordens indre struktur, om jordskorpens strukturtyper? Hvad er platforme og geosynclines? Hvad er forskellene mellem gamle og unge platforme? Brug kortet "Structure of the Earth's Crust" i atlaset "Geography of Continents and Oceans", bestemme placeringsmønstrene for gamle platforme og foldede bælter i forskellige aldre. Hvad ved du om relief, bjerge og sletter, under påvirkning af hvilke processer dannes relieffet fra Jorden?

Jorden har en kompleks indre struktur. Jordens struktur bedømmes hovedsageligt ud fra seismiske data - ud fra hastigheden af ​​de bølger, der opstår under jordskælv. Direkte observationer er kun mulige til en lille dybde: De dybeste brønde trængte ind på godt 12 km af jordens tykkelse (Kola superdeep).

Der er tre hovedlag i Jordens struktur (Fig. 15): Jordens skorpe, kappe og kerne.

Ris. 15. Intern struktur Lande:

1 - jordskorpen, 2 - kappe, 3 - astenosfæren, 4 - kerne

Jordens skorpe på jordens skala er det en tynd film. Dens gennemsnitlige tykkelse er omkring 35 km.

Mantel strækker sig til en dybde på 2900 km. Inde i kappen, i en dybde af 100-250 km under kontinenterne og 50-100 km under havene, begynder et lag af øget plasticitet af stof tæt på smeltning, den såkaldte astenosfæren. Basen af ​​asthenosfæren er placeret på dybder af omkring 400 km. Jordskorpen kaldes sammen med det øverste faste lag af kappen over asthenosfæren for lithosfæren (af græsk lithos - sten). Lithosfæren er, i modsætning til asthenosfæren, en relativt skrøbelig skal. Det er opdelt af dybe forkastninger i store blokke kaldet litosfæriske plader. Pladerne bevæger sig langsomt vandret langs asthenosfæren.

Kerne er placeret i dybder fra 2900 til 6371 km, det vil sige, at kernens radius optager mere end halvdelen af ​​Jordens radius. Det antages, ifølge seismologiske data, at i den ydre del af kernen er stoffer i en smeltet mobil tilstand, og at på grund af planetens rotation, elektriske strømme der skaber Jordens magnetfelt; den indre del af kernen er hård.

Med dybde, tryk og temperaturstigning, som i kernen ifølge beregninger er omkring 5000°C.

Jordens lag har forskellige materialesammensætning, som er forbundet med differentieringen af ​​planetens primære kolde stof under forhold med dens stærke opvarmning og delvise smeltning. Det antages, at de tungere elementer (jern, nikkel osv.) i dette tilfælde "sænkede", og de relativt lette (silicium, aluminium) "svævede". Førstnævnte dannede kernen, sidstnævnte - jordskorpen. Gasser og vanddamp blev samtidig frigivet fra smelten, som dannede den primære atmosfære og hydrosfæren.

Jordens alder og geologisk kronologi

Jordens absolutte alder, ifølge moderne begreber, antages at være 4,6 milliarder år. Alderen for de ældste sten på Jorden - granitgnejser opdaget på land - er omkring 3,8-4,0 milliarder år.

Om begivenhederne i den geologiske fortid i deres kronologisk rækkefølge giver en idé om det forenede internationale geokronologisk skala(Tabel 1). Dens vigtigste tidsinddelinger er epoker: Arkæisk, Proterozoikum, Palæozoikum, Mesozoikum, Cenozoikum. Det ældste interval af geologisk tid, inklusive det arkæiske og proterozoikum, kaldes Prækambrium Det dækker en enorm tidsperiode – næsten 90 % af det hele geologisk historie Jorden. Næste fremhævet Palæozoikum("oldtidens liv") æra (fra 570 til 225-230 millioner år siden), Mesozoikum("gennemsnitligt liv") æra (fra 225-230 til 65-67 millioner år siden) og Cenozoikum(“nyt liv”) æra (fra 65-67 millioner år siden til i dag). Inden for epoker skelnes der mellem mindre tidsperioder - perioder.

N. Kelder giver i bogen "Restless Earth" (Moskva, 1975) følgende interessante sammenligning for en klar idé om geologisk tid: "Hvis vi konventionelt tager et megaårhundrede (10 8 år) som et år, så er alderen på vores planet vil være lig med 46 år. Biografer ved intet om de første syv år af hendes liv. Oplysninger vedrørende senere "barndom" er registreret i de ældste klipper i Grønland og Sydafrika... De fleste af oplysningerne fra Jordens historie, herunder om denne vigtigt punkt, da livets fremkomst går tilbage til de sidste seks år... Indtil hun var 42 år, var hendes kontinenter praktisk talt livløse. I det 45. leveår - for bare et år siden - blev Jorden dekoreret med frodig vegetation. Dengang blandt

Tabel 1.

Geokronologisk skala

Æra
(fortsatte -	Perioder	Folde	Typiske organismer
ity, millioner år)
Cenozoikum	Kvartær		Menneskets fremkomst
(65+3)	Neogen	Cenozoikum	Faunaens opblomstring
		(alpine)	hamstre og fugle
	Palæogen		Bloom dækket
			frøplanter
Mesozoikum	Kridtagtig	Mesozoikum	Fuglenes udseende
(170+5)	Jura		Jætternes storhedstid
			krybdyr
	Trias		Blomstring af gymnospermer
			nye planter
Palæozoikum	Permian	Sen Paleo-	havkoraller,
(340+10)		zoya (hercyn-	trilobitter, store
		himmel)	padder
	Kul-
	ny
	Devon	Tidlig Paleo-	Blomstring af køllemosserne
	Silur	zoyskaya (grønkål-	og bregner
		Donskaya)
	Ordovicium
	Kambrium
		Baikalskaya
Proterozoikum			Blågrønne alger, primitive havdyr
(~2000)	generelt accepteret
	divisioner
Archaea	Ingen
(~ 2000)

Dyr var domineret af gigantiske krybdyr, især dinosaurer. Omtrent samme periode markerer begyndelsen på sammenbruddet af det sidste gigantiske superkontinent.

Dinosaurer forsvandt fra jordens overflade for otte måneder siden. De blev erstattet af mere højt organiserede dyr - pattedyr. Et sted midt i sidste uge forvandlede nogle aber sig til abe-lignende mennesker i Afrika, og i slutningen af ​​samme uge ramte en række af de sidste grandiose istider Jorden. Det er lidt over fire timer siden ny slags højt organiserede dyr, senere kendt som Homo sapiens, begyndte at skaffe føde til sig selv ved at jage vilde dyr; og kun en time tilsammen er hans erfaring med landbrug og overgangen til en stillesiddende livsstil. Opblomstringen af ​​det menneskelige samfunds industrielle kraft sker i sidste øjeblik..."

Jordskorpens sammensætning og struktur

Jordskorpen består af magmatiske, sedimentære og metamorfe bjergarter. Magmatiske bjergarter dannes under udbruddet af magma fra Jordens dybe zoner og dets hærdning. Hvis magma trænger ind i jordskorpen og langsomt størkner under højtryksforhold i dybden, påtrængende sten(granit, gabbro osv.), når det hælder ud og hurtigt størkner på overfladen - overstrømmende(basalt, vulkansk tuf osv.). Mange mineraler er forbundet med magmatiske bjergarter: titanium-magnesium, krom, kobber-nikkel og andre malme, apatiter, diamanter osv.

Sedimentære bjergarter dannes direkte på jordens overflade på forskellige måder: enten på grund af organismers vitale aktivitet - organiske bjergarter(kalksten, kridt, kul osv.), eller under ødelæggelsen og efterfølgende aflejring af forskellige sten - klassiske bjergarter(ler, sand, kampestensjord osv.), eller på grund af kemiske reaktioner, der normalt opstår i vandmiljø, - sten af ​​kemisk oprindelse(bauxit, phosphorit, salt, malme af nogle metaller osv.). Mange sedimentære bjergarter er værdifulde mineraler: olie, gas, kul, tørv, bauxit, phosphoritter, salte, jern- og manganmalme, forskellige byggematerialer mv.

Metamorfe bjergarter opstå som følge af ændringer (metamorfose) af forskellige bjergarter fundet i dybden, under påvirkning af høje temperaturer og tryk, samt varme opløsninger og gasser, der stiger op fra kappen (gnejs, marmor, krystallinske skifer osv.). I processen med stenmetamorfose dannes forskellige mineraler: jern, kobber, polymetallisk, uran og andre malme, guld, grafit, ædelsten, ildfaste materialer osv.

Jordskorpen består hovedsageligt af krystallinske bjergarter af magmatisk og metamorf oprindelse. Det er dog heterogent i sammensætning, struktur og magt. Skelne to hovedtyper af jordskorpen: kontinental Og oceanisk. Den første er karakteristisk for kontinenter (kontinenter), herunder deres undervandsmargener til en dybde på 3,5-4,0 km under niveauet af Verdenshavet, den anden - oceaniske bassiner (havbund).

Kontinental skorpe består af tre lag: sedimentært med en tykkelse på 20-25 km, granit (granit-gnejs) og basalt. Dens samlede tykkelse er omkring 60-75 km i bjergområder, 30-40 km i sletter.

Oceanisk skorpe også tre-lags. Ovenpå ligger et tyndt (i gennemsnit ca. 1 km) lag af løse marine sedimenter af silicium-carbonatsammensætning. Under det er et lag af basalt lavaer. Der er intet granitlag mellem sediment- og basaltlaget (i modsætning til den kontinentale skorpe), hvilket bekræftes af talrige borehuller. Det tredje lag (ifølge uddybningsdata) består af magmatiske bjergarter - hovedsageligt gabbro. Den samlede tykkelse af havskorpen er i gennemsnit 5-7 km. Nogle steder på bunden af ​​verdenshavet (normalt langs større fejl) selv klipperne i den øvre kappe rager op til overfladen.Øen Sao Paulo ud for Brasiliens kyst er sammensat af dem.

Således adskiller havskorpen sig, både i sammensætning og tykkelse såvel som i alder (den er ikke ældre end 160-180 millioner år), væsentligt fra den kontinentale skorpe. Sammen med disse to hovedtyper af jordskorpen er der flere muligheder skorpe af overgangstype.

kontinenter, herunder deres undersøiske udkant, og oceaner er de største strukturelle elementer i jordskorpen. Inden for deres grænser hører hovedområdet til stille platformsområder, det mindre tilhører mobile geosynklinale bælter (geosynclines). Udviklingen af ​​jordskorpens struktur forløb hovedsageligt fra geosynkliner til platforme. Men delvist viser denne proces sig at være reversibel på grund af dannelsen af ​​rift (rift - engelsk, crack, fault) på platformene, deres videre åbning (for eksempel Det Røde Hav) og transformation til havet.

Geosynclines - store mobile, stærkt dissekerede områder af jordskorpen med tektoniske bevægelser af varierende intensitet og retning. Der er to hovedstadier i udviklingen af ​​geosynkliner.

Den første - hovedstadiet i varighed - præget af fordybelse og søtilstand. På samme tid, i et dybhavsbassin, forudbestemt af dybe forkastninger, akkumuleres en tyk (op til 15-20 km) tykkelse af sedimentære og vulkanske klipper. Udstrømningen af ​​lavaer, såvel som indtrængen og størkning af magma i forskellige dybder, er mest typisk for de indre dele af geosynkliner. Metamorfose, og efterfølgende foldning, viser sig også mere energisk her. I de marginale dele af geosynklinen akkumuleres overvejende sedimentære lag, magmatismen er svækket eller endda fraværende.

Den anden fase af udviklingen af ​​geosynclines - kortere i varighed - karakteriseret ved intense opadgående bevægelser, som de seneste tektoniske hypoteser forbinder med konvergens og kollision af litosfæriske plader. På grund af lateralt tryk forekommer energisk knusning af sten til komplekse folder og indtrængen af ​​magma med dannelsen af ​​hovedsageligt granit. Samtidig bliver den primære tynde havskorpe, takket være forskellige deformationer af klipper, magmatisme, metamorfose og andre processer, til en mere kompleks sammensætning, tyk og hård kontinental (fastlands) skorpe. Som et resultat af hævningen af ​​territoriet trækker havet sig tilbage, først dannes øgrupper af vulkanske øer og derefter et komplekst foldet bjergland.

Efterfølgende, over snese til hundreder af millioner af år, bliver bjergene ødelagt, et stort område af jordskorpen er dækket af et dække af sedimentære klipper og bliver til en platform.

Platforme - omfattende, mest stabile, overvejende flade blokke af jordskorpen. De har normalt en uregelmæssig polygonal form forårsaget af store fejl. Platformene har en typisk kontinental eller oceanisk skorpe og er derfor opdelt i fastland Og oceanisk. De svarer til de vigtigste, flade stadier af relief af jordens overflade på land og havbunden. Kontinentale platforme har en to-tiers struktur. Det nederste lag kaldes fundamentet. Den består af metamorfe klipper sammenkrøllet i folder, gennemsyret af størknet magma, brækket i blokke af forkastninger. Fundamentet blev dannet under det geosynklinale udviklingsstadium. Øvre lag - sedimentært dæksel - består overvejende af sedimentære bjergarter af senere alder, liggende relativt vandret. Dannelsen af ​​dækslet svarer til platformens udviklingsstadium.

Områder af platforme, hvor fundamentet er nedsænket til en dybde under det sedimentære dæksel, kaldes plader. De indtager hovedområdet på perronerne. De steder, hvor det krystallinske fundament kommer frem til overfladen, kaldes skjolde. Der er gamle og unge platforme. De adskiller sig først og fremmest i det foldede fundaments alder: i gamle platforme blev det dannet i prækambrium for mere end 1,5 milliarder år siden, hos unge - i palæozoikum.

Der er ni store gamle prækambriske platforme på Jorden. De nordamerikanske, østeuropæiske og sibiriske platforme udgør den nordlige række, de sydamerikanske, afrikansk-arabiske, indiske, australske og antarktiske platforme udgør den sydlige række. Indtil midten af ​​mesozoikum var platformene i den sydlige serie en del af et enkelt superkontinent Gondwana. Indtager en mellemstilling kinesisk platform. Der er en opfattelse af, at alle gamle platforme er fragmenter af et enormt enkelt prækambrisk massiv af kontinental skorpe - Pangea.

Gamle platforme er de mest stabile blokke i sammensætningen af ​​kontinenter, derfor er de deres grundlag, et stift skelet. De er adskilt fem geosynklinale bælter, opstod i slutningen af ​​prækambrium i forbindelse med spaltningen af ​​Pangæa. Tre af dem - Nordatlanten, Arktis og Ural-Okhotsk - afsluttede deres udvikling hovedsageligt i Paleozoikum. To - Middelhavet (Alpine-Himalaya) og Stillehavet - fortsætter delvist deres udvikling i den moderne æra.

Inden for de geosynklinale bælter fuldendte dets forskellige dele deres udvikling i forskellige tektoniske epoker. I den geologiske historie i de sidste milliarder år, flere tektoniske cyklusser (epoker): Baikal cyklus begrænset til slutningen af ​​Proterozoikum - begyndelsen af ​​Palæozoikum (1000-550 millioner år i absolutte tal), kaledonsk - tidlig palæozoikum (550-400 millioner år), Hercynian- sen palæozoikum (400-210 millioner år), Mesozoikum(210-100 millioner år) og Cenozoic, eller alpine(100 millioner år - indtil nu). Derfor skelner de på land områder af Baikal, Caledonian, Hercynian, Mesozoic og Cenozoic (Alpine) folder. De kaldes ofte Baikal, Caledonian og andre foldebælter.

Betingelserne for forekomst af sten i jordskorpen afspejles i oversigten tektonisk kort over verden. Det fremhæver områder, hvis foldede strukturdannelse blev afsluttet på forskellige stadier af foldningen. De er bedre undersøgt og mere pålideligt vist i landet. Gamle platforme og de foldede bælter (områder), der indrammer dem af forskellige aldre, er afbildet i visse farver. De gamle platforme (ni store og flere små) er malet i rødlige toner: lysere på skjoldene, mindre lyse på pladerne. Områder med Baikal-foldning er vist i blå-blå, kaledonsk - lilla, hercynisk - brun, mesozoikum - grøn og Cenozoic - gul.

I områderne Baikal, Caledonian og Hercynian folders blev bjergstrukturer efterfølgende betydeligt ødelagt. Over store områder blev deres foldede strukturer dækket på toppen af ​​kontinentale og lavvandede sedimentære bjergarter og opnåede stabilitet. I relief udtrykkes de som sletter. Disse er de såkaldte unge platforme(for eksempel vestsibirisk, turanisk osv.). På et tektonisk kort er de afbildet som lysere nuancer af hovedfarven på foldebæltet, inden for hvilket de er placeret. Unge platforme, i modsætning til gamle, danner ikke isolerede massiver, men er knyttet til gamle platforme.

Fra en sammenligning af de fysiske og tektoniske kort over verden følger det, at bjerge hovedsageligt svarer til at bevæge sig plisserede bælter af forskellige aldre, sletter - gamle og unge platforme.

Begrebet aflastning. Geologiske reliefdannende processer

Moderne relief er et sæt af uregelmæssigheder af jordens overflade af forskellige skalaer. De kaldes landformer. Reliefen blev dannet som et resultat af interaktionen mellem intern (endogen) og ekstern (eksogen) geologiske processer.

Landformer varierer i størrelse, struktur, oprindelse, udviklingshistorie osv. Der er konvekse (positive) landskabsformer (bjergkæde, bakke, bakke osv.) og konkave (negative) former(mellembjergbassin, lavland, kløfter osv.).

De største landformer er kontinenter og havbassiner og store former- bjerge og sletter blev primært dannet på grund af aktiviteten af ​​jordens indre kræfter. Mellemstore og små reliefformer - floddale, bakker, kløfter, klitter og andre, overlejret på større former, er skabt af forskellige eksterne kræfter.

Geologiske processer er baseret på forskellige kilder energi. Kilden til interne processer er varme genereret under radioaktivt henfald og gravitationsdifferentiering af stoffer inde i Jorden. Energikilde til eksterne processer - solstråling, som på Jorden omdannes til energien fra vand, is, vind mv.

Interne (endogene) processer

Forskellige tektoniske bevægelser af jordskorpen er forbundet med interne processer, der skaber de vigtigste former for jordens relief, magmatisme og jordskælv. Tektoniske bevægelser viser sig i langsomme lodrette vibrationer af jordskorpen, i dannelsen af ​​klippefolder og forkastninger.

Langsomme lodrette oscillerende bevægelser - hævninger og nedsynkninger af jordskorpen sker kontinuerligt og overalt, vekslende i tid og rum gennem geologisk historie. De er specifikke for platforme. Forbundet med dem er havets fremmarch og følgelig en ændring i kontinenternes og oceanernes konturer. For eksempel stiger den skandinaviske halvø i øjeblikket langsomt, men den sydlige kyst af Nordsøen synker. Hastigheden af ​​disse bevægelser er op til flere millimeter om året.

Under foldede tektoniske forstyrrelser af klippelag Det betyder at bøje lagene uden at krænke deres kontinuitet. Folder varierer i størrelse, hvor små ofte komplicerer store, i form, oprindelse osv.

TIL brud tektoniske forstyrrelser af klippelag forholde sig fejl. De kan være forskellige i dybden (enten i jordskorpen, eller dissekere den og gå ind i kappen op til 700 km), i længde, varighed af udvikling, uden forskydning af dele af jordskorpen eller med forskydning af blokke af jordens skorpe i vandret og lodret retning osv. d.

Foldede og brækkede deformationer (forstyrrelser) af lagene af jordskorpen på baggrund af en generel tektonisk løftning af territoriet fører til dannelsen af ​​bjerge. Derfor kombineres folde- og rivebevægelser under det generelle navn orogen(fra det græske ogo - bjerg, genos - fødsel), altså bevægelser, der skaber bjerge (orogener).

Under bjergbygning er stigningshastigheden altid mere intens end processerne med ødelæggelse og fjernelse af materiale.

Foldede og defekte tektoniske bevægelser ledsages, især i bjergene, af magmatisme, stenmetamorfose og jordskælv.

Magmatisme forbundet primært med dybe forkastninger, der krydser jordskorpen og strækker sig ind i kappen. Afhængigt af graden af ​​indtrængning af magma fra kappen ind i jordskorpen er den opdelt i to typer: påtrængende, når magma, uden at nå Jordens overflade, fryser i dybden, og overstrømmende, eller vulkanisme, når magma bryder igennem jordskorpen og strømmer ud på jordens overflade. Samtidig frigives mange gasser fra det, den oprindelige sammensætning ændres, og det bliver til lava Sammensætningen af ​​lavaer er meget forskelligartet. Udbrud forekommer enten langs sprækker (denne type udbrud var udbredt i de tidlige stadier af jordens dannelse) eller gennem smalle kanaler i skæringspunktet mellem forkastninger, kaldet ventilationsåbninger.

Under sprækkeudbrud, omfattende lavaplader(på Deccan-plateauet, på det armenske og etiopiske højland, på det centrale sibiriske plateau osv.). I historisk tid Betydelige lavaudgydelser fandt sted på Hawaii-øerne og Island; de er meget karakteristiske for midt-ocean-rygge.

Hvis magma stiger gennem en udluftning, dannes der under udgydelser, normalt flere, forhøjninger - vulkaner med en tragtformet forlængelse øverst kaldet krater. De fleste vulkaner er kegleformede og består af løse udbrudsprodukter indlejret med hærdet lava. For eksempel Klyuchevskaya Sopka, Fuji, Elbrus, Ararat, Vesuv, Krakatau, Chimbarazo osv. Vulkaner er opdelt i aktive(der er mere end 600 af dem) og uddøde. De fleste aktive vulkaner er placeret blandt unge bjerge i den cenozoiske foldning. Der er også mange af dem langs store forkastninger i tektonisk mobile områder, herunder på havbunden langs akserne af midtoceanske højdedrag. Den vigtigste vulkanske zone ligger langs Stillehavskysten - Pacific Ring of Fire hvor der er mere end 370 aktive vulkaner (i den østlige del af Kamchatka osv.).

På steder, hvor vulkansk aktivitet aftager, er varme kilder typiske, inklusive periodisk strømmende - gejsere, udledning af gasser fra kratere og sprækker, hvilket indikerer aktive processer i dybet af tarmene

Vulkanudbrud giver forskerne mulighed for at se snesevis af kilometer dybt ind i Jorden og forstå hemmelighederne bag dannelsen af ​​mange typer mineraler. Medarbejdere på vulkanologiske stationer holder vagt døgnet rundt for hurtigt at forudsige begyndelsen af ​​vulkanudbrud og forhindre naturkatastrofer forbundet med dem. Normalt forårsages den største skade ikke så meget af lavastrømme som af mudderstrømme. De er forårsaget af den hurtige smeltning af gletsjere og sne på toppen af ​​vulkaner og nedbør fra kraftige skyer til frisk vulkansk "aske", bestående af affald og støv. Mudderstrømmenes hastighed kan nå 70 km/t og spredes over en afstand på op til 180 km. Som følge af udbruddet af vulkanen Ruiz i Colombia den 13. november 1985 smeltede lava således hundredtusindvis af kubikmeter sne. De resulterende mudderstrømme slugte byen Armero med en befolkning på 23 tusinde mennesker.

MED endogene processer også relateret jordskælv er pludselige underjordiske stød, rystelser og forskydninger af lag og blokke af jordskorpen. Kilderne til jordskælv er begrænset til forkastningszoner. I de fleste tilfælde er centrene for jordskælv placeret i en dybde af de første ti kilometer i jordskorpen. Nogle gange ligger de dog i den øvre kappe i en dybde på 600-700 km, for eksempel langs Stillehavskysten, i Det Caribiske Hav og andre områder. Elastiske bølger, der opstår i kilden, når overfladen, forårsager dannelsen af ​​revner, dens oscillation op og ned og forskydning i vandret retning. Således langs den mest undersøgte San Andreas-forkastning i Californien (mere end 1000 km lang, der løber langs Californiens bugt til byen San Francisco), den totale vandrette forskydning af klipper fra det øjeblik, den blev dannet i jura til i dag er anslået til 580 km. Den gennemsnitlige forskydningshastighed er nu oppe på 1,5 cm/år. Hyppige jordskælv er forbundet med det. Intensiteten af ​​jordskælv vurderes på en skala fra tolv ud fra deformationen af ​​jordens lag og graden af ​​skade på bygninger. Hundredtusindvis af jordskælv er registreret på Jorden hvert år, hvilket betyder, at vi lever på en rastløs planet. Under katastrofale jordskælv ændres topografien i løbet af få sekunder, jordskred og jordskred sker i bjergene, byer ødelægges, og mennesker dør. Jordskælv på kyster og havbunde forårsager bølger - tsunami. De seneste årtiers katastrofale jordskælv omfatter: Ashgabat (1948), Chilensk (1960), Tashkent (1966), Mexico City (1985), Armensk (1988). Vulkanudbrud er også ledsaget af jordskælv, men disse jordskælv er begrænset i naturen.

Eksterne (eksogene) processer

Ud over interne processer påvirkes relieffet af jordoverfladen samtidigt af forskellige ydre kræfter. Aktiviteten af ​​enhver ekstern faktor består af processerne med ødelæggelse og nedrivning af klipper (denudation) og aflejring af materiale i fordybninger (akkumulering). Dette er forudgået af forvitring - stenødelæggelsesproces under påvirkning af skarpe temperatursvingninger og frysning af vand i stenrevner, samt kemiske ændringer i deres sammensætning under påvirkning af luft og vand indeholdende syrer, baser og salte. Levende organismer deltager også i forvitring. Der er to hovedtyper af forvitring: fysisk Og kemisk. Som et resultat af forvitring af klipper dannes løse aflejringer, der er bekvemme til bevægelse af vand, is, vind osv.

Den vigtigste eksterne proces på jordens overflade er aktiviteten af ​​strømmende vand . Det er næsten universelt, undtagen i polarområder og gletsjerbjerge, og er begrænset i ørkener. På grund af strømmende vand er der en generel sænkning af overfladen under påvirkning af fjernelse af jord og klipper, og erosionsreliefformer som kløfter, kløfter, floddale, såvel som akkumulerende former - alluviale kegler af kløfter og kløfter, floddeltaer dannes.

Kløfter er langstrakte lavninger med stejle, uturferede skråninger og en voksende top. De er skabt af midlertidige vandløb. Deres dannelse, ud over naturlige faktorer (tilstedeværelsen af ​​skråninger, let eroderet jord, kraftig nedbør, hurtig snesmeltning osv.), lettes af mennesker gennem deres irrationelle aktiviteter (rydning af skove og enge, pløjning af skråninger, især fra top til bund) , etc.).

Balki, i modsætning til kløfter, er holdt op med at vokse; deres skråninger er normalt mindre stejle, besat af enge og skove. Kløft-kløft-relief er meget typisk for det centrale russiske, Volga og andre højland. Han dominerer Højsletter i USA, på Ordos-plateauet i Kina osv. Kløfter og kløfter skaber vanskeligheder for landbrugets udvikling af territoriet, vej- og andet byggeri og sænker niveauet grundvand, forårsage andre negative konsekvenser.

Stor i bjergene ødelæggende kraft har midlertidige mudder-sten strømme kaldet Selami. Indhold hårdt materiale de kan nå op på 75 % af strømningens samlede masse. Mudderstrømme flytter enorme mængder af snavs til foden af ​​bjergene. Mudderstrømme er forbundet med katastrofal ødelæggelse af landsbyer, veje og dæmninger.

Der udføres en masse konstant, destruktivt arbejde både i bjergene og på sletterne floder. I bjergene, ved hjælp af intermountain dale og tektoniske fejl, danner de dybe smalle floddale med stejle skråninger som kløfter, hvorpå der udvikles forskellige skråningsprocesser, der sænker bjergene. På sletterne arbejder floderne også aktivt, eroderer skråningerne og udvider dalen til ti kilometer i bredden. I modsætning til bjergfloder har de flodslette Skråningerne af ådale på sletterne har normalt terrasser over flodslette - tidligere flodsletter, hvilket indikerer periodisk indsnit af floder. Flodsletter og flodsenge fungerer som de niveauer, som kløfter og kløfter er "knyttet til". Derfor forårsager deres fald vækst og indsnit af kløfter, en stigning i stejlheden af ​​de tilstødende skråninger, jorderosion osv.

Overfladestrømmende vand over en lang geologisk tid er i stand til at producere enormt ødelæggende arbejde i bjergene og sletterne. Det er med dem, at dannelsen af ​​sletter på stedet for engang bjergrige lande primært er forbundet.

Visse ødelæggende arbejde udføres i bjergene og sletterne gletschere. De besætter omkring 11% af jorden. Mere end 98% af moderne istid forekommer i dække gletsjere Antarktis, Grønland og polarøerne og kun omkring 2 % på bjerggletsjere. Tykkelsen af ​​dækgletsjere er op til 2-3 km eller mere. I bjergene indtager gletschere flade toppe, lavninger på skråninger og dale mellem bjergene. Dalgletsjere fjerner fra bjergene alt det materiale, der kommer til overfladen fra skråningerne, og det, som det pløjer op, når det bevæger sig langs det subglaciale leje. Det materiale, som gletsjeren transporterer i form af usorteret muldjord og sandet muldjord med kampesten, den såkaldte moræne, aflejres i kanten af ​​gletsjeren og føres derefter til foden af ​​bjergene af floder, der starter ved kanten af ​​gletsjeren. gletschere.

Under den maksimale kvartære istid var arealet af gletsjere på sletterne tre gange større end nu, og bjerggletsjere på subpolære og tempererede breddegrader faldt ned til foden.

Under de kvartære istider var centrene og områderne for gletsjerdriften de skandinaviske bjerge, Polar Ural, den nordlige del af Rocky Mountains, samt højlandet på Kola-halvøen, Karelen, Labrador-halvøen osv. Her er der gletsjerpolerede fremspring af hårde krystallinske klipper i form af bakker, som kaldes fåres pander, aflang i gletsjerens bevægelsesretning pløjebassiner Mod syd, i en afstand af 1000-2000 km fra istidens centre, er der områder med glacialt sediment i form af tilfældige bakke- og højderygdynger, der har overlevet til i dag. Følgelig udførte dækgletsjerne på sletterne ikke kun ødelæggende, men også kreativt arbejde.

Vind- en allestedsnærværende faktor på Jorden. Imidlertid kommer hans destruktive og kreative arbejde mest til udtryk i ørkenerne. Det er tørt, der er næsten ingen vegetation, der er mange løse løse partikler - produkter af intens fysisk forvitring forårsaget af en skarp temperaturændring i løbet af dagen. Landformer skabt af vinden kaldes æoliske(opkaldt efter den græske gud Aeolus, vindenes herre). I stenede ørkener blæser vinden ikke kun fine partikler, dannet på grund af ødelæggelsesprocesser. Vind-sandstrømmen sliber klipperne, giver dem bizarre former og ødelægger dem til sidst og jævner overfladen.

I sandede ørkener dannes vinden klitter - halvmåneformede bakker, der bevæger sig med hastigheder på op til 50 m/år, samt højdedrag, høje og andre eoliske former fastgjort af vegetation. Ved kysten af ​​have og floder danner brisen i dagtimerne sandede bakker - klitter(for eksempel; ved kysten af ​​Biscayabugten i Frankrig, langs den sydlige kyst af Østersøen, hvor de er tilgroede fyrreskove og lyng).

I pløjede stepper og halvørkenområder med ustabil fugt er det ikke ualmindeligt støvstorme, hvorunder det øverste jordlag sammen med frø, og nogle gange frøplanter, rives af af hård vind og transporteres titusvis af kilometer fra nedrivningsstedet og aflejres foran forhindringer eller i lavninger, hvor vindens kraft aftager.

Et vist bidrag til ændringen af ​​jordens overflade ydes ved Grundvandet, opløse nogle sten, permafrost, bølgebrydende aktivitet på havets kyster, og Human.

Jordens topografi er således dannet på grund af indre og ydre kræfter - evige antagonister. Interne processer skaber de vigtigste ujævnheder på Jordens overflade, og eksterne processer, på grund af ødelæggelsen af ​​konvekse former og ophobning af materiale i konkave former, har en tendens til at ødelægge dem og jævne jordens overflade.