Intern struktur av globustegningen. Jordens struktur

Vår verden er vakkert strukturert, veldig kompleks og veldig subtil. Det er lov og orden i alt i naturen, og samtidig et stort antall uløste mysterier. Hvordan og når ble planeten Jorden dannet, hvordan er vår innvoller på jorden strukturert, hvordan finner folk ut hva som skjer inne i jorden?

Jordens alder, som alle andre solsystemet, ca 5 milliarder. år. Henne moderne bygning- resultatet av en lang dannelseshistorie.
Opprinnelig var jorden, dannet av en protoplanetær sky, kald. Frigjøring av varme under kompresjon og under radioaktivt forfall førte til oppvarming av stoffet. Da den skilte seg, falt de tyngre komponentene til midten av planeten, og de lettere steg til overflaten. Som et resultat av disse prosessene, dannelsen jordens kjerne, mantel, jordskorpen.
Alt menneskelig liv foregår på overflaten av planeten vår. Harun Taziev, en belgisk vulkanolog, sa: «I vår tid er det lettere og enklere å bestemme sammensetningen av stjerner milliarder av kilometer unna oss, for å måle temperaturen deres... enn å trenge inn i jordens livmor.»
Menneskeheten har lenge ønsket å vite hva som ligger dypt i jorden.

La oss gjennomføre et eksperiment:

La oss ta et eple og forestille oss at dette er vår jord. La oss nøye gjennombore huden, dette vil være det øverste laget av jorden, dypere er det saftig fruktkjøtt, og enda dypere er eplets kjerne. Og hvis vi kutter et eple, kan vi se hva som er inni. Slik har jorden vår en struktur.

Du kan sammenligne planeten vår med et egg. Shell - jordskorpen; protein - mantel; kjernen er eggeplommen.

Jorden er som godteri: i midten er det en nøtt - kjernen, så er det en kremet fylling - dette er mantelen, og på toppen er det sjokoladeglasur - dette er jordskorpen.

Så mange sammenligninger kan du finne. Nå skal vi se mer detaljert på jordens indre struktur.

Jorden har en lagdelt struktur: kjerne, mantel, skorpe.
Jordskorpen på en skala av hele jorden representerer den tynneste filmen. Den består av faste mineraler og steiner, det vil si at tilstanden er solid. Temperaturen stiger med 3 grader hver 100m. Til tross for sin lille tykkelse har jordskorpen en kompleks struktur. Hvis vi ser på kloden, og deretter på kartet, vil vi se at land og vann er samlet i store rom: land i kontinenter, vann i hav. Strukturen og sammensetningen av jordskorpen under havene og på kontinentene er svært forskjellig. Det er to hovedtyper av jordskorpen - oseanisk og kontinental. De varierer i tykkelse og sammensetning. Oceanisk skorpe: 3 – 10 km; sedimentære og basaltlag; kontinental skorpe: 30 -50 – 75 km; sedimentære, granitt- og basaltlag.

Under jordskorpen på dyp fra 30 -50 km til 2900 km er jordkappen. Den består av bergarter rike på magnesium og jern. Mantelen er delt inn i øvre og nedre. Den øverste ligger under jordskorpen opptil 670 km. Et raskt trykkfall i den øvre delen av mantelen og høy temperatur fører til smelting av stoffet. Sammenlignet med bergartene som utgjør jordskorpen, er bergartene i mantelen svært tette. Hva den nedre mantelen består av forblir et mysterium. Mantelmaterialet har en svært høy temperatur - fra 2000 grader til 3800 grader.

Det antas at overflaten av kjernen består av et stoff med egenskapene til en væske, men det indre området oppfører seg som et fast stoff. Dette skyldes høyt blodtrykk. Gjennomsnittlig kjernetemperatur er fra 3800 grader til 5000 grader, maksimumstemperaturen er 10000 grader. Tidligere ble det antatt at jordens kjerne var jevn, nesten som en kanonkule, men det viste seg at forskjellene i "grensen" når 260 km. Radiusen til kjernen er 3470 km.

Intern struktur Jorden bestemmes ved hjelp av seismiske bølger. Hastigheten til seismiske bølger varierer avhengig av tettheten til materialet de passerer gjennom. Basert på endringen i hastighet, bestemte forskerne at den indre strukturen til jorden er heterogen.
Den dypeste og mest fantastiske brønnen på planeten vår ligger på Kolahalvøya. Materialet som ble levert til overflaten ble studert og brakte stadig fantastiske funn: på en dybde på ca. 2 km ble det funnet kobber-nikkelmalmer, og fra en dybde på 7 km ble det levert en kjerne (en steinprøve fra et bor i form av en lang sylinder), der de fossiliserte restene av eldgamle organismer.
Brønnboring begynte i 1970 ble stoppet i 1994. Kola-superdype brønnen er ikke den eneste brønnen i verden som ble lagt for dypboring, men bare Kola nådde 15 km, som den ble inkludert i Guinness rekordbok.
Jorden ble dannet av en kald gass- og støvsky. Som et resultat av oppvarmingen av jordens indre, ble kjernen, mantelen og jordskorpen, forskjellige i egenskapene, dannet. Kjernen og mantelen danner de indre lagene av kloden. Takket være denne indre strukturen har jorden et magnetisk felt som beskytter alle levende ting mot de skadelige effektene av verdensrommet
Det individuelle ansiktet til planeten, som utseendet til et levende vesen, er i stor grad bestemt indre faktorer som oppstår i dets dype dyp.

Vårt hus

Planeten vi bor på brukes av oss i absolutt alle sfærer av livet vårt: vi bygger våre byer og hjem på den; Vi spiser fruktene av planter som vokser på den; bruke den til våre egne formål Naturlige ressurser, hentet fra dypet. Jorden er kilden til alle goder tilgjengelig for oss, våre innfødt hjem. Men få mennesker vet hva jordens struktur er, hva dens funksjoner er og hvorfor den er interessant. Denne artikkelen ble skrevet for personer som er spesielt interessert i dette problemet. Noen, etter å ha lest den, vil friske opp minnet om eksisterende kunnskap. Og noen kan finne ut noe de ikke hadde noen anelse om. Men før du går videre til å snakke om hva som kjennetegner jordens indre struktur, er det verdt å si litt om selve planeten.

Kort om planeten Jorden

Jorden er den tredje planeten fra solen (Venus er foran den, Mars er bak den). Avstanden fra solen er omtrent 150 millioner km. Tilhører en gruppe planeter som kalles den "jordiske gruppen" (inkluderer også Merkur, Venus og Mars). Massen er 5,98 * 10 27, og volumet er 1,083 * 10 27 cm³. Banehastigheten er 29,77 km/s. Jorden gjør en hel omdreining rundt sola på 365,26 dager, og en full omdreining rundt sin egen akse på 23 timer og 56 minutter. Basert på vitenskapelige data har forskere konkludert med at jordens alder er omtrent 4,5 milliarder år. Planeten har form som en ball, men omrisset endres noen ganger på grunn av uunngåelige interne dynamiske prosesser. Den kjemiske sammensetningen er lik den til de andre planetene fra terrestrisk gruppe- det domineres av oksygen, jern, silisium, nikkel og magnesium.

Jordens struktur

Jorden består av flere komponenter - kjernen, mantelen og skorpen. Litt om alt.

jordskorpen

Dette er det øverste laget av jorden. Det er dette folk bruker aktivt. Og dette laget har blitt studert best av alle. Den inneholder forekomster av bergarter og mineraler. Den består av tre lag. Den første er sedimentær. Representert av mykere bergarter dannet som et resultat av ødeleggelse av harde bergarter, forekomster av plante- og dyrerester, sedimenter ulike stoffer på bunnen av verdenshavene. Det neste laget er granitt. Det er dannet av størknet magma (smeltet materiale fra dypet av jorden som fyller sprekker i jordskorpen) under forhold med trykk og høye temperaturer. Dette laget inneholder også forskjellige mineraler: aluminium, kalsium, natrium, kalium. Som regel er dette laget fraværende under havene. Etter granittlaget kommer basaltlaget, som hovedsakelig består av basalt (bergart av dyp opprinnelse). Dette laget inneholder mer kalsium, magnesium og jern. Disse tre lagene inneholder alle mineralene som mennesker bruker. Tykkelsen på jordskorpen varierer fra 5 km (under havet) til 75 km (under kontinentene). Jordskorpen utgjør omtrent 1 % av dens totale volum.

Mantel

Den ligger under cortex og omgir kjernen. Står for 83 % av totalt volum planeter. Mantelen er delt inn i øvre (på en dybde på 800-900 km) og nedre (på en dybde på 2900 km) deler. Fra den øvre delen dannes det magma, som vi nevnte ovenfor. Mantelen består av tette silikatbergarter som inneholder oksygen, magnesium og silisium. Også basert på seismologiske data har forskere konkludert med at ved bunnen av mantelen er det et vekselvis diskontinuerlig lag bestående av gigantiske kontinenter. Og de kunne på sin side ha dannet seg som et resultat av å blande bergarter av selve mantelen med kjernematerialet. Men en annen mulighet er at disse områdene kan representere bunnene i eldgamle hav. Notatene er allerede detaljer. Lengre geologisk struktur Jorden fortsetter med kjernen.

Kjerne

Dannelsen av kjernen er forklart av det faktum at i tidlig historisk periode Jordstoffer med høyeste tetthet(jern og nikkel) satte seg til midten og dannet kjernen. Det er den tetteste delen som representerer jordens struktur. Den er delt inn i en smeltet ytre kjerne (ca. 2200 km tykk) og en solid indre kjerne (ca. 2500 km i diameter). Den utgjør 16 % av jordens totale volum og 32 % av dens totale masse. Dens radius er 3500 km. Hva som skjer inne i kjernen er vanskelig å forestille seg - temperaturen her er over 3000°C og det er kolossalt trykk.

Konveksjon

Varmen som ble akkumulert under dannelsen av jorden frigjøres fortsatt fra dypet den dag i dag ettersom kjernen avkjøles og radioaktive elementer forfaller. Det kommer ikke til overflaten bare på grunn av det faktum at det er en mantel, hvis bergarter har utmerket termisk isolasjon. Men denne varmen setter selve mantelen i bevegelse - først stiger de varme bergartene opp fra kjernen, og deretter, avkjølt av den, kommer de tilbake igjen. Denne prosessen kalles konveksjon. Resultatet er vulkanutbrudd og jordskjelv.

Et magnetfelt

Det smeltede jernet som ligger i den ytre kjernen har en sirkulasjon som skaper elektriske strømmer, genererer jordens magnetfelt. Det sprer seg ut i verdensrommet og skaper et magnetisk skall rundt jorden, som reflekterer strømmen av solvind (ladede partikler som skytes ut av solen) og beskytter levende vesener mot dødelig stråling.

Hvor kommer dataene fra?

All informasjon innhentes ved hjelp av ulike geofysiske metoder. Seismologiske stasjoner er installert på jordoverflaten av seismologer (forskere som studerer jordvibrasjoner), hvor eventuelle vibrasjoner av jordskorpen registreres. Ved å observere aktiviteten til seismiske bølger i forskjellige deler av jorden, gjengir de kraftigste datamaskinene et bilde av det som skjer i dypet av planeten på samme måte som en røntgenstråle som "gjennomsiktig" menneskekroppen.

Endelig

Vi har bare snakket litt om jordens struktur. Faktisk studere dette spørsmålet det kan ta veldig lang tid, fordi den er full av nyanser og funksjoner. Seismologer finnes for dette formålet. For resten er det nok å ha generell informasjon om strukturen. Men vi bør ikke i noe tilfelle glemme at planeten Jorden er vårt hjem, uten hvilken vi ikke ville eksistert. Og du må behandle henne med kjærlighet, respekt og omsorg.

Plasseringen av jordskorpen mellom mantelen og de ytre skallene - atmosfæren, hydrosfæren og biosfæren - bestemmer påvirkningen av eksterne og indre krefter fra jorden på den.

Strukturen til jordskorpen er heterogen (fig. 19). Det øvre laget, hvis tykkelse varierer fra 0 til 20 km, er komplekst sedimentære bergarter– sand, leire, kalkstein, etc. Dette bekreftes av data innhentet fra å studere utspring og borehullskjerner, samt resultatene av seismiske studier: disse bergartene er løse, hastigheten til seismiske bølger er lav.

Ris. 19. Struktur av jordskorpen

Nedenfor, under kontinentene, ligger granitt lag, sammensatt av bergarter hvis tetthet tilsvarer tettheten til granitt. Hastigheten til seismiske bølger i dette laget, som i granitt, er 5,5–6 km/s.

Under havene er det ikke granittlag, men på kontinentene kommer det enkelte steder ut til overflaten.

Enda lavere er et lag der seismiske bølger forplanter seg med en hastighet på 6,5 km/s. Denne hastigheten er karakteristisk for basalter, derfor, til tross for at laget er sammensatt av forskjellige bergarter, kalles det basalt.

Grensen mellom granitt- og basaltlag kalles Conrad overflate. Denne delen tilsvarer et hopp i hastigheten til seismiske bølger fra 6 til 6,5 km/s.

Avhengig av struktur og tykkelse, skilles to typer bark - fastland Og oseanisk. Under kontinentene inneholder skorpen alle tre lagene - sedimentært, granitt og basalt. Tykkelsen på slettene når 15 km, og i fjellene øker den til 80 km og danner "fjellrøtter". Under havet er granittlaget helt fraværende mange steder, og basaltene er dekket med et tynt dekke sedimentære bergarter. I dyphavsdelene av havet overstiger ikke tykkelsen på skorpen 3–5 km, og den øvre mantelen ligger under.

Mantel. Dette er et mellomskall som ligger mellom litosfæren og jordens kjerne. Dens nedre grense ligger visstnok på en dybde på 2900 km. Mantelen står for mer enn halvparten av jordens volum. Mantelmaterialet er i en overopphetet tilstand og opplever et enormt trykk fra den overliggende litosfæren. Mantelen har stor innflytelse på prosessene som skjer på jorden. Magmakamre oppstår i den øvre mantelen, og det dannes malm, diamanter og andre mineraler. Herfra kommer den til jordens overflate indre varme. Materialet til den øvre mantelen beveger seg konstant og aktivt, noe som forårsaker bevegelsen av litosfæren og jordskorpen.

Kjerne. Det er to deler i kjernen: den ytre, til en dybde på 5 tusen km, og den indre, til midten av jorden. Den ytre kjernen er flytende fordi den ikke kan føres gjennom tverrgående bølger, intern – solid. Stoffet i kjernen, spesielt den indre, er svært komprimert og dens tetthet tilsvarer metaller, og det er derfor det kalles metallisk.

§ 17. Jordens fysiske egenskaper og kjemiske sammensetning

TIL fysiske egenskaper Landene er tilskrevet temperaturregime (indre varme), tetthet og trykk.

Jordens indre varme. Av moderne ideer Jorden var etter dannelsen en kald kropp. Så varmet nedbrytningen av radioaktive grunnstoffer det gradvis opp. Men som et resultat av strålingen av varme fra overflaten til det nære jordrommet, avkjølte den seg. En relativt kald litosfære og skorpe ble dannet. Temperaturene er fortsatt høye på store dyp i dag. En økning i temperaturer med dybde kan observeres direkte i dype gruver og borehull, under vulkanutbrudd. Dermed har uthelling av vulkansk lava en temperatur på 1200–1300 °C.

På jordoverflaten er temperaturen i konstant endring og avhenger av tilstrømningen av solvarme. Daglige temperatursvingninger strekker seg til en dybde på 1–1,5 m, sesongsvingninger opp til 30 m. Under dette laget ligger en sone med konstante temperaturer, hvor de alltid forblir uendret og tilsvarer gjennomsnittlig årlig temperatur for et gitt område på jordoverflaten. .

Dybden av sonen med konstante temperaturer i forskjellige steder varierer og avhenger av klima og varmeledningsevne til bergarter. Under denne sonen begynner temperaturene å stige, i gjennomsnitt med 30 °C hver 100 m. Denne verdien er imidlertid ikke konstant og avhenger av sammensetningen av bergarter, tilstedeværelsen av vulkaner og aktiviteten til termisk stråling fra tarmene. Jord. I Russland varierer den fra 1,4 m i Pyatigorsk til 180 m på Kolahalvøya.

Når man kjenner jordens radius, kan det beregnes at temperaturen i sentrum skal nå 200 000 °C. Men ved denne temperaturen ville jorden bli til varm gass. Det er generelt akseptert at en gradvis økning i temperaturer bare skjer i litosfæren, og at kilden til jordens indre varme er den øvre mantelen. Nedenfor avtar temperaturøkningen, og i midten av jorden overstiger den ikke 50 000 °C.

Jordens tetthet. Jo tettere kroppen er, jo mer masse enheter av volumet. Standarden for tetthet anses å være vann, hvorav 1 cm 3 veier 1 g, dvs. vanntettheten er 1 g/s 3 . Tettheten til andre legemer bestemmes av forholdet mellom deres masse og massen av vann med samme volum. Fra dette er det klart at alle legemer med en tetthet større enn 1 synker, og de med mindre tetthet flyter.

Jordens tetthet er ikke den samme på forskjellige steder. Sedimentære bergarter har en tetthet på 1,5–2 g/cm3, og basalter har en tetthet på mer enn 2 g/cm3. Jordens gjennomsnittlige tetthet er 5,52 g/cm 3 - dette er mer enn 2 ganger mer tetthet granitt I midten av jorden øker tettheten til bergartene som utgjør den og utgjør 15–17 g/cm3.

Trykk inne i jorden. Bergartene som ligger i midten av jorden opplever et enormt trykk fra de overliggende lagene. Det er beregnet at på en dybde på bare 1 km er trykket 10 4 hPa, og i den øvre mantelen overstiger det 6 * 10 4 hPa. Laboratorieforsøk viser at ved dette trykket bøyer faste stoffer, som marmor, seg og kan til og med flyte, det vil si at de får egenskaper mellom et fast stoff og en væske. Denne tilstanden til stoffer kalles plast. Dette eksperimentet antyder at i det dype indre av jorden er materie i en plastisk tilstand.

Jordens kjemiske sammensetning. I jorden kan du finne alle de kjemiske elementene i D.I. Mendeleevs bord. Antallet deres er imidlertid ikke det samme, de er ekstremt ujevnt fordelt. For eksempel, i jordskorpen utgjør oksygen (O) mer enn 50 %, jern (Fe) mindre enn 5 % av massen. Det er anslått at basalt- og granittlagene hovedsakelig består av oksygen, silisium og aluminium, og andelen silisium, magnesium og jern øker i mantelen. Generelt er det generelt akseptert at 8 elementer (oksygen, silisium, aluminium, jern, kalsium, magnesium, natrium, hydrogen) står for 99,5% av sammensetningen av jordskorpen, og alle andre - 0,5%. Data om sammensetningen av mantelen og kjernen er spekulative.

§ 18. Bevegelse av jordskorpen

Jordskorpen virker bare ubevegelig, absolutt stabil. Faktisk gjør hun kontinuerlige og varierte bevegelser. Noen av dem skjer veldig sakte og oppfattes ikke av menneskelige sanser, andre, som jordskjelv, er jordskred og ødeleggende. Hvilke titaniske krefter setter jordskorpen i bevegelse?

Jordens indre krefter, kilden til deres opprinnelse. Det er kjent at ved grensen til mantelen og litosfæren overstiger temperaturen 1500 °C. Ved denne temperaturen må materie enten smelte eller bli til gass. Når faste stoffer omdannes til flytende eller gassformig tilstand, må volumet øke. Dette skjer imidlertid ikke, siden de overopphetede bergartene er under press fra de overliggende lagene i litosfæren. En "dampkjele"-effekt oppstår når materie, som søker å utvide seg, presser på litosfæren og får den til å bevege seg sammen med jordskorpen. Dessuten, jo høyere temperatur, jo sterkere er trykket og jo mer aktiv beveger litosfæren seg. Spesielt sterke trykksentre oppstår på de stedene i den øvre mantelen hvor radioaktive elementer er konsentrert, hvis forfall varmer opp bergartene til enda høyere temperaturer. Bevegelser av jordskorpen under påvirkning av jordens indre krefter kalles tektoniske. Disse bevegelsene er delt inn i oscillerende, folding og sprengning.

Oscillerende bevegelser. Disse bevegelsene skjer veldig sakte, umerkelig for mennesker, og det er derfor de også kalles århundrer gammel eller epirogen. Noen steder stiger jordskorpen, andre faller den. I dette tilfellet erstattes stigningen ofte med et fall, og omvendt. Disse bevegelsene kan bare spores av "sporene" som er igjen etter dem på jordens overflate. For eksempel, på Middelhavskysten, nær Napoli, er det ruinene av tempelet Serapis, hvis søyler er slitt bort av havbløtdyr i en høyde på opptil 5,5 m over nivået moderne hav. Dette fungerer som et absolutt bevis på at tempelet, bygget på 400-tallet, lå på bunnen av havet, og deretter ble det hevet. Nå synker dette landområdet igjen. Ofte på kysten av havet over dem moderne nivå det er trinn - havterrasser, en gang skapt av sjøen surfe. På plattformene til disse trinnene kan du finne restene av marine organismer. Dette tyder på at terrasseområdene en gang var bunnen av havet, og så steg fjæra og havet trakk seg tilbake.

Nedstigningen av jordskorpen under 0 m over havet er ledsaget av havets fremmarsj - overtredelse, og oppgangen - ved hans tilbaketrekning - regresjon. For tiden i Europa forekommer løft på Island, Grønland og den skandinaviske halvøya. Observasjoner har slått fast at området ved Bottenviken øker med en hastighet på 2 cm per år, dvs. 2 m per århundre. Samtidig avtar territoriet til Holland, Sør-England, Nord-Italia, Svartehavets lavland og kysten. Karahavet. Et tegn på innsynkning av havkyster er dannelsen av havbukter i elvemunningene - elvemunninger (lepper) og elvemunninger.

Når jordskorpen stiger og havet trekker seg tilbake, viser havbunnen, som består av sedimentære bergarter, seg å være tørt land. Så omfattende er dette marine (primær) sletter: for eksempel vestsibirsk, turanisk, nordsibirsk, amasonisk (fig. 20).

Ris. 20. Strukturen til primære, eller marine, strata sletter

Foldebevegelser. I tilfeller der steinlagene er tilstrekkelig plastiske, kollapser de under påvirkning av indre krefter i folder. Når trykket er rettet vertikalt, blir bergartene forskjøvet, og hvis de er i horisontalplanet, komprimeres de til folder. Formen på foldene kan være svært mangfoldig. Når bøyningen av folden er rettet nedover, kalles den en synklin, oppover - en antiklin (fig. 21). Bretter dannes på store dyp, dvs. ved høye temperaturer og høyt trykk, og deretter kan de løftes under påvirkning av indre krefter. Slik oppstår de fold fjell Kaukasisk, Alpene, Himalaya, Andesfjellene osv. (Fig. 22). I slike fjell er folder lett å observere hvor de er utsatt og kommer til overflaten.

Ris. 21. Synklinal (1) og antiklinal (2) folder

Ris. 22. fold fjell

Brytende bevegelser. Dersom bergartene ikke er sterke nok til å tåle påvirkning av indre krefter, dannes det sprekker (forkastninger) i jordskorpen og det oppstår vertikal forskyvning av bergartene. De sunkne områdene kalles grabens, og de som reiste seg - håndfuller(Fig. 23). Vekslingen av horst og graben skaper blokkere (gjenopplivet) fjell. Eksempler på slike fjell er: Altai, Sayan, Verkhoyansk Range, Appalachians i Nord-Amerika og mange andre. Gjenopplivede fjell skiller seg fra foldede både i indre struktur og i utseende - morfologi. Skråningene til disse fjellene er ofte bratte, dalene, som vannskillene, er brede og flate. Berglag er alltid forskjøvet i forhold til hverandre.

Ris. 23. Gjenopplivet foldeblokkfjell

De sunkne områdene i disse fjellene, grabens, fylles noen ganger med vann, og danner deretter dype innsjøer: for eksempel Baikal og Teletskoye i Russland, Tanganyika og Nyasa i Afrika.

§ 19. Vulkaner og jordskjelv

Med en ytterligere økning i temperaturen i innvollene på jorden, bergarter, til tross høytrykk, smelter for å danne magma. Dette frigjør mye gasser. Dette øker ytterligere både volumet av smelten og trykket på de omkringliggende bergartene. Som et resultat har svært tett, gassrik magma en tendens til å gå der trykket er lavere. Den fyller sprekker i jordskorpen, bryter og løfter lagene av dens bergarter. En del av magmaen, før den når jordoverflaten, størkner i tykkelsen av jordskorpen og danner magma-årer og lakkolitter. Noen ganger bryter magma ut til overflaten og bryter ut i form av lava, gasser, vulkansk aske, steinfragmenter og frosne lavaklumper.

Vulkaner. Hver vulkan har en kanal som lava bryter ut gjennom (fig. 24). Dette ventil, som alltid ender i en traktformet utvidelse - krater. Diameteren på kratrene varierer fra flere hundre meter til mange kilometer. For eksempel er diameteren på Vesuvius-krateret 568 m. Svært store kratere kalles kalderaer. For eksempel når kalderaen til Uzon-vulkanen i Kamchatka, som er fylt av Kronotskoye-sjøen, 30 km i diameter.

Formen og høyden på vulkaner avhenger av lavaens viskositet. Flytende lava sprer seg raskt og enkelt og danner ikke et kjegleformet fjell. Et eksempel er Kilauza-vulkanen på Hawaii-øyene. Krateret til denne vulkanen er en rund innsjø med en diameter på omtrent 1 km, fylt med boblende flytende lava. Nivået av lava, som vann i skålen til en kilde, faller så, stiger deretter og spruter over kanten av krateret.

Ris. 24. Vulkankjegle i snitt

Mer utbredt er vulkaner med tyktflytende lava, som ved avkjøling danner en vulkanske kjegle. Kjeglen har alltid en lagdelt struktur, noe som indikerer at utbrudd skjedde mange ganger, og vulkanen vokste gradvis, fra utbrudd til utbrudd.

Høyden på vulkanske kjegler varierer fra flere titalls meter til flere kilometer. For eksempel har Aconcagua-vulkanen i Andesfjellene en høyde på 6960 moh.

Det er rundt 1500 vulkanfjell, aktive og utdødde blant dem er giganter som Elbrus i Kaukasus, Klyuchevskaya Sopka i Kamchatka, Fuji i Japan, Kilimanjaro i Afrika og mange andre.

De fleste aktive vulkanene ligger rundt Stillehavet, danner Stillehavet " brannring", og i det middelhavs-indonesiske beltet. Bare i Kamchatka er 28 aktive vulkaner kjent, og totalt er det mer enn 600. Fordelingen av aktive vulkaner er naturlig - de er alle begrenset til mobile soner i jordskorpen (fig. 25).

Ris. 25. Soner med vulkanisme og jordskjelv

I jordens geologiske fortid var vulkanismen mer aktiv enn den er nå. I tillegg til de vanlige (sentrale) utbruddene skjedde det sprekkutbrudd. Fra gigantiske sprekker (forkastninger) i jordskorpen, som strekker seg over titalls og hundrevis av kilometer, brøt lava ut på jordoverflaten. Det ble opprettet kontinuerlige eller flekkvis lavadekker, som jevnet ut terrenget. Tykkelsen på lavaen nådde 1,5–2 km. Slik ble de dannet lavasletter. Eksempler på slike sletter er visse deler av det sentrale sibirske platået, den sentrale delen av Deccan-platået i India, det armenske høylandet og Columbia-platået.

Jordskjelv.Årsakene til jordskjelv er forskjellige: vulkanutbrudd, fjellkollapser. Men de kraftigste av dem oppstår som et resultat av bevegelser av jordskorpen. Slike jordskjelv kalles tektonisk. De har vanligvis sitt opphav på store dyp, ved grensen til mantelen og litosfæren. Opprinnelsen til et jordskjelv kalles hyposenter eller ildsted. På jordoverflaten, over hyposenteret, er episenter jordskjelv (fig. 26). Her er styrken til jordskjelvet størst, og når det beveger seg bort fra episenteret svekkes det.

Ris. 26. Hyposenter og episenter av jordskjelv

Jordskorpen rister kontinuerlig. Over 10 000 jordskjelv er observert gjennom året, men de fleste av dem er så svake at de ikke merkes av mennesker og kun registreres av instrumenter.

Styrken til jordskjelv måles i poeng - fra 1 til 12. Kraftige 12-punkts jordskjelv er sjeldne og er katastrofale. Ved slike jordskjelv oppstår deformasjoner i jordskorpen, sprekker, forskyvninger, forkastninger, skred i fjellet og svikt i slettene dannes. Hvis de oppstår i tettbefolkede områder, skjer det store ødeleggelser og mange ofre. De største jordskjelvene i historien er Messina (1908), Tokyo (1923), Tasjkent (1966), chilensk (1976) og Spitak (1988). I hvert av disse jordskjelvene døde titalls, hundrevis og tusenvis av mennesker, og byer ble ødelagt nesten til bakken.

Ofte er hyposenteret plassert under havet. Så er det en destruktiv havbølge – flodbølge.

§ 20. Ytre prosesser som transformerer jordens overflate

Samtidig med interne, tektoniske prosesser, opererer eksterne prosesser på jorden. I motsetning til interne, som dekker hele tykkelsen av litosfæren, virker de bare på jordens overflate. Dybden av deres penetrasjon i jordskorpen overstiger ikke flere meter og bare i huler - opptil flere hundre meter. Kilden til opprinnelsen til styrkene som forårsaker eksterne prosesser, fungerer som termisk solenergi.

Eksterne prosesser er svært forskjellige. Disse inkluderer forvitring av steiner, arbeidet med vind, vann og isbreer.

Forvitring. Det er delt inn i fysisk, kjemisk og organisk.

Fysisk forvitring– Dette er mekanisk knusing, sliping av stein.

Det oppstår når det er en plutselig endring i temperaturen. Ved oppvarming utvider steinen seg når den avkjøles, trekker den seg sammen. Siden ekspansjonskoeffisienten til forskjellige mineraler inkludert i bergarten ikke er den samme, intensiveres prosessen med dens ødeleggelse. Til å begynne med brytes berget opp i store blokker, som knuses over tid. Akselerert ødeleggelse av fjellet forenkles av vann, som trenger inn i sprekker, fryser i dem, utvider seg og river fjellet i separate deler. Fysisk forvitring er mest aktiv der den oppstår brå endring temperaturer, og harde magmatiske bergarter kommer til overflaten - granitt, basalt, syenitter, etc.

Kjemisk forvitring- Dette er en kjemisk effekt på bergarter av forskjellige vandige løsninger.

Samtidig, i motsetning til fysisk forvitring, oppstår ulike kjemiske reaksjoner, og som et resultat, en endring i den kjemiske sammensetningen og muligens dannelsen av nye bergarter. Kjemisk forvitring forekommer overalt, men er spesielt intens i lettløselige bergarter – kalkstein, gips, dolomitt.

Organisk forvitring er prosessen med ødeleggelse av bergarter av levende organismer - planter, dyr og bakterier.

Lav, for eksempel, setter seg på steiner, sliter bort overflaten med utskilt syre. Planterøtter produserer også syre, og i tillegg rotsystemet fungerer mekanisk, som om den river fra hverandre fjellet. Meitemark, passerer gjennom uorganiske stoffer, transformere berget og forbedre tilgangen til vann og luft.

Vær og klima. Alle typer forvitring skjer samtidig, men virker med ulik intensitet. Dette avhenger ikke bare av bergartene, men også hovedsakelig av klimaet.

Frostforvitring er mest aktiv i polare land, kjemisk forvitring i tempererte land, mekanisk forvitring i tropiske ørkener og kjemisk forvitring i de fuktige tropene.

Vindens arbeid. Vind kan ødelegge steiner, transportere og deponere dem svevestøv. Hvordan sterkere vind og jo oftere det blåser flott jobb han er i stand til å produsere. Der steinete utspring dukker opp på jordens overflate, bombarderer vinden dem med sandkorn, og gradvis sletter og ødelegger selv de hardeste steinene. Mindre stabile bergarter ødelegges raskere og spesifikke, eoliske landformer– steinkniplinger, eoliske sopp, søyler, tårn.

I sandørkener og langs kysten av hav og store innsjøer skaper vinden spesifikke relieffformer - barchans og sanddyner.

Sanddyner– Dette er bevegelige sandbakker med halvmåneform. Deres vindhelling er alltid svak (5-10°), og lebakken er bratt – opp til 35–40° (fig. 27). Dannelsen av sanddyner er assosiert med hemming av vindstrømmen som bærer sand, som oppstår på grunn av eventuelle hindringer - ujevne overflater, steiner, busker, etc. Vindkraften svekkes, og sandavsetning begynner. Jo mer konstant vinden er og jo mer sand, jo raskere vokser sanddynen. De høyeste sanddynene - opptil 120 m - ble funnet i ørkenene på den arabiske halvøy.

Ris. 27. Strukturen til sanddynen (pilen viser vindretningen)

Sanddynene beveger seg i vindens retning. Vinden blåser sandkorn langs en slak skråning. Etter å ha nådd ryggen virvler vindstrømmen, hastigheten avtar, sandkorn faller ut og ruller nedover den bratte lebakken. Dette fører til at hele sanddynen beveger seg med en hastighet på opptil 50–60 m per år. Når de beveger seg, kan sanddynene dekke oaser og til og med hele landsbyer.

På sandstrender dannes det blåsende sand sanddyner. De strekker seg langs kysten i form av enorme sandrygger eller åser opp til 100 m eller mer i høyden. I motsetning til sanddyner, har de ikke permanent form, men kan også bevege seg innover fra stranden. For å stoppe bevegelsen av sanddynene, plantes trær og busker, først og fremst furutrær.

Snø- og isarbeid. Snø, spesielt i fjellet, gjør mye arbeid. Store snømasser samler seg i fjellskråningene. Fra tid til annen faller de ned fra bakkene og danner snøskred. Slike snøskred, som beveger seg i enorm hastighet, fanger steinfragmenter og bærer dem ned, og feier bort alt i veien. På grunn av den forferdelige faren som snøskred utgjør, kalles de "hvit død".

Det faste materialet som blir igjen etter at snøen smelter, danner enorme steinhauger som blokkerer og fyller forsenkninger mellom fjellene.

De gjør enda mer arbeid isbreer. De okkuperer enorme områder på jorden – mer enn 16 millioner km 2, som er 11 % av landarealet.

Det er kontinentale, eller dekke, og fjellbreer. Kontinental is okkuperer store områder i Antarktis, Grønland og mange polare øyer. Istykkelsen på kontinentale isbreer varierer. For eksempel, i Antarktis når den 4000 m Under påvirkning av enorm tyngdekraft glir isen ut i havet, bryter av og isfjell– isflytende fjell.

U fjellbreer to deler skilles - områder med fôring eller akkumulering av snø og smelting. Snøen samler seg i fjellene ovenfor snøgrense. Høyden på denne linjen er forskjellige breddegrader varierer: jo nærmere ekvator, jo høyere snøgrense. På Grønland, for eksempel, ligger den i en høyde på 500–600 m, og i skråningene til Chimborazo-vulkanen i Andesfjellene – 4800 moh.

Over snøgrensen samler seg snø, blir komprimert og blir gradvis til is. Is har plastiske egenskaper og begynner under trykket fra de overliggende massene å gli nedover skråningen. Avhengig av massen til breen, dens metning med vann og brattheten i skråningen, varierer bevegelseshastigheten fra 0,1 til 8 m per dag.

I bevegelse langs fjellskråningene pløyer isbreer ut jettegryter, jevner ut fjellhyller, utvider og utdyper daler. Det fragmentariske materialet som breen fanger opp under sin bevegelse, når breen smelter (trekker seg tilbake), forblir på plass og dannes bremorene. Morene- dette er hauger av fragmenter av steiner, steinblokker, sand, leire etterlatt av breen. Det er bunn-, side-, overflate-, mellom- og endemorene.

Fjelldaler som en isbre noen gang har passert er lette å skille: I disse dalene finnes alltid rester av morener, og formen deres ligner et trau. Slike daler kalles berører.

Arbeid av rennende vann. Rennende vann inkluderer midlertidige regnbekker og smeltet snøvann, bekker, elver og Grunnvannet. Arbeidet med rennende vann, tatt i betraktning tidsfaktoren, er enormt. Vi kan si at hele utseendet til jordoverflaten i en eller annen grad er skapt av rennende vann. Alt rennende vann er forent av det faktum at de utfører tre typer arbeid:

– ødeleggelse (erosjon);

– overføring av produkter (transitt);

– relasjon (akkumulering).

Som et resultat dannes det forskjellige uregelmessigheter på jordoverflaten - kløfter, furer i skråninger, klipper, elvedaler, sand- og rullesteinsøyer, etc., samt hulrom i tykkelsen på steiner - huler.

Tyngdekraftens handling. Alle kropper - flytende, faste, gassformige, lokalisert på jorden - tiltrekkes av det.

Kraften som et legeme blir tiltrukket av jorden kalles gravitasjon.

Under påvirkning av denne kraften har alle legemer en tendens til å innta den laveste posisjonen på jordens overflate. Som et resultat oppstår vannstrømmer i elver, regnvann siver inn i tykkelsen av jordskorpen, snøskred kollapser, isbreer beveger seg og steinfragmenter beveger seg nedover bakkene. Tyngdekraften - nødvendig tilstand handlinger av eksterne prosesser. Ellers ville forvitringsproduktene forbli på stedet de ble dannet, og dekket de underliggende steinene som en kappe.

§ 21. Mineraler og bergarter

Som du allerede vet, består jorden av mange kjemiske elementer - oksygen, nitrogen, silisium, jern, etc. Ved å kombinere med hverandre danner kjemiske elementer mineraler.

Mineraler. De fleste mineraler er sammensatt av to eller flere kjemiske elementer. Du kan finne ut hvor mange grunnstoffer et mineral inneholder ved å se på det kjemisk formel. For eksempel er halitt (bordsalt) sammensatt av natrium og klor og har formelen NCl; magnetitt ( magnetisk jernmalm) - fra tre molekyler jern og to oksygen (F 3 O 2) osv. Noen mineraler dannes av ett kjemisk grunnstoff, for eksempel: svovel, gull, platina, diamant osv. Slike mineraler kalles innfødt. Rundt 40 innfødte grunnstoffer er kjent i naturen, som utgjør 0,1 % av massen til jordskorpen.

Mineraler kan ikke bare være faste, men også flytende (vann, kvikksølv, olje) og gassformige (hydrogensulfid, karbondioksid).

De fleste mineraler har en krystallinsk struktur. Krystallformen for et gitt mineral er alltid konstant. For eksempel har kvartskrystaller form av et prisme, halittkrystaller har form av en terning osv. Hvis bordsalt oppløst i vann og deretter krystallisert, vil de nydannede mineralene få en kubisk form. Mange mineraler har evnen til å vokse. Størrelsene deres varierer fra mikroskopiske til gigantiske. For eksempel ble en beryllkrystall 8 m lang og 3 m i diameter funnet på øya Madagaskar. Den veier nesten 400 tonn.

I henhold til deres dannelse er alle mineraler delt inn i flere grupper. Noen av dem (feltspat, kvarts, glimmer) frigjøres fra magmaen under dens sakte avkjøling på store dyp; andre (svovel) - når lava avkjøles raskt; tredje (granat, jaspis, diamant) - ved høye temperaturer og trykk på store dyp; den fjerde (granater, rubiner, ametyster) frigjøres fra varme vandige løsninger i underjordiske årer; femtedeler (gips, salter, brun jernmalm) dannes ved kjemisk forvitring.

Totalt er det mer enn 2500 mineraler i naturen. For å identifisere og studere dem veldig viktig har fysiske egenskaper, som inkluderer glans, farge, farge på merket, dvs. spor etter mineralet, gjennomsiktighet, hardhet, spaltning, brudd, egenvekt. For eksempel har kvarts en prismatisk krystallform, glassaktig glans, ingen spaltning, conchoidal fraktur, hardhet 7, egenvekt 2,65 g/cm 3 , har ingen egenskaper; Halite har en kubisk krystallform, hardhet 2,2, egenvekt 2,1 g/cm3, glassglans, hvit farge, perfekt spalting, saltsmak, etc.

Av mineralene er de mest kjente og utbredte 40–50, som kalles bergdannende mineraler (feltspat, kvarts, halitt osv.).

Steiner. Disse bergartene er en ansamling av ett eller flere mineraler. Marmor, kalkstein og gips består av ett mineral, mens granitt og basalt består av flere. Totalt er det ca 1000 steiner i naturen. Avhengig av deres opprinnelse - genesis - er bergarter delt inn i tre hovedgrupper: magmatisk, sedimentær og metamorfe.

Magmatiske bergarter. Dannes når magma avkjøles; krystallinsk struktur, har ikke lagdeling; inneholder ikke dyre- eller planterester. Blant magmatiske bergarter skilles det mellom dyptliggende og eruptive. Dype steiner dannet dypt i jordskorpen, hvor magma er under høyt trykk og avkjølingen skjer veldig sakte. Et eksempel på en plutonisk bergart er granitt, den vanligste krystallinske bergarten som hovedsakelig består av tre mineraler: kvarts, feltspat og glimmer. Fargen på granitt avhenger av fargen på feltspaten. Oftest er de grå eller rosa.

Når magma bryter ut på overflaten, dannes det utbrudd av steiner. De er enten en sintret masse, som minner om slagg, eller glassaktige, i så fall kalles de vulkansk glass. I noen tilfeller dannes en finkrystallinsk bergart som basalt.

Sedimentære bergarter. Dekker omtrent 80 % av hele jordens overflate. De er preget av lagdeling og porøsitet. Som regel er sedimentære bergarter et resultat av akkumulering i hav og hav av rester av døde organismer eller partikler av ødelagte faste bergarter fraktet fra land. Akkumuleringsprosessen skjer ujevnt, slik at lag med forskjellige tykkelser dannes. Fossiler eller avtrykk av dyr og planter finnes i mange sedimentære bergarter.

Avhengig av dannelsesstedet er sedimentære bergarter delt inn i kontinentale og marine. TIL kontinentale raser inkludere for eksempel leire. Leire er et knust produkt av ødeleggelse av harde bergarter. De består av bittesmå skjellende partikler og har evnen til å absorbere vann. Leire er plast og vanntett. Fargene deres varierer - fra hvitt til blått og til og med svart. Hvit leire brukes til å produsere porselen.

Løss er en stein av kontinental opprinnelse og utbredt. Det er en finkornet, ikke-laminert, gulaktig bergart som består av en blanding av kvarts, leirpartikler, kalkkarbonat og jernoksidhydrater. Lar vann enkelt passere gjennom.

Marine bergarter dannes vanligvis på bunnen av havene. Disse inkluderer noen leire, sand og grus.

Stor gruppe sedimentære biogene bergarter dannet fra restene av døde dyr og planter. Disse inkluderer kalkstein, dolomitt og noen brennbare mineraler (torv, kull, oljeskifer).

Kalkstein, som består av kalsiumkarbonat, er spesielt utbredt i jordskorpen. I fragmentene kan man lett se ansamlinger av små skjell og til og med skjeletter av små dyr. Fargen på kalkstein varierer, oftest grå.

Kritt er også dannet av de minste skjellene - innbyggere i havet. Store reserver av denne steinen ligger i Belgorod-regionen, hvor du langs de bratte elvebreddene kan se utspring av tykke lag med kritt, kjennetegnet ved sin hvithet.

Kalksteiner som inneholder en blanding av magnesiumkarbonat kalles dolomitter. Kalkstein er mye brukt i konstruksjon. De brukes til å lage kalk til puss og sement. Den beste sementen er laget av mergel.

I de havene hvor det tidligere levde dyr med flintskjell og det vokste alger som inneholder flint, dannet tripolibergarten. Dette er en lys, tett, vanligvis gulaktig eller lysegrå bergart som brukes som byggemateriale.

Sedimentære bergarter inkluderer også bergarter dannet av utfelling fra vandige løsninger(gips, steinsalt, kaliumsalt, brun jernmalm, etc.).

Metamorfe bergarter. Denne gruppen av bergarter ble dannet av sedimentære og magmatiske bergarter under påvirkning av høye temperaturer, trykk og kjemiske endringer. Således, når temperatur og trykk virker på leire, dannes det skifer, på sand - tette sandsteiner, og på kalkstein - marmor. Endringer, det vil si metamorfoser, skjer ikke bare med sedimentære bergarter, men også med magmatiske bergarter. Under påvirkning av høye temperaturer og trykk får granitt en lagdelt struktur og en ny bergart dannes - gneis.

Høy temperatur og trykk fremmer rekrystallisering av bergarter. Sandsteiner danner en veldig sterk krystallinsk bergart - kvartsitt.

§ 22. Utvikling av jordskorpen

Vitenskapen har fastslått at for mer enn 2,5 milliarder år siden var planeten Jorden fullstendig dekket av hav. Så, under påvirkning av indre krefter, begynte hevingen av individuelle deler av jordskorpen. Oppløftingsprosessen ble ledsaget av voldsom vulkanisme, jordskjelv og fjellbygging. Slik oppsto de første landmassene - de eldgamle kjernene til moderne kontinenter. Akademiker V. A. Obruchev ringte dem "Jordens eldgamle krone."

Så snart landet steg over havet, begynte ytre prosesser å virke på overflaten. Bergarter ble ødelagt, ødeleggelsesproduktene ble ført inn i havet og samlet seg langs utkanten i form av sedimentære bergarter. Tykkelsen på sedimentene nådde flere kilometer, og under trykket begynte havbunnen å bøye seg. Slike gigantiske bunner av jordskorpen under havene kalles geosynclines. Dannelsen av geosynkliner i jordens historie har vært kontinuerlig fra antikken til i dag. Det er flere stadier i livet til geosynkliner:

– embryonale– avbøyning av jordskorpen og akkumulering av sedimenter (fig. 28, A);

– modning– fylling av trauet med sedimenter når tykkelsen når 15–18 km og radialt og sideveis trykk oppstår;

– folding– dannelsen av foldede fjell under trykket fra jordens indre krefter (denne prosessen er ledsaget av voldsom vulkanisme og jordskjelv) (fig. 28, B);

– demping– ødeleggelse av de fremvoksende fjellene ved ytre prosesser og dannelsen av en gjenværende kupert slette i stedet for dem (fig. 28).

Ris. 28. Plan av strukturen til sletten dannet som et resultat av ødeleggelsen av fjell (den stiplede linjen viser gjenoppbyggingen av det tidligere fjellrike landet)

Siden sedimentære bergarter i geosynklinområdet er plastiske, blir de som følge av det resulterende trykket knust til folder. Foldefjell dannes, som Alpene, Kaukasus, Himalaya, Andesfjellene, etc.

Periodene da aktiv dannelse av foldede fjell skjer i geosynkliner kalles epoker med bretting. Flere slike epoker er kjent i jordens historie: Baikal, Caledonian, Hercynian, Mesozoic og Alpine.

Prosessen med fjellbygging i en geosynklin kan også dekke ikke-geosynklinale områder - områder med tidligere, nå ødelagte fjell. Siden bergartene her er harde og mangler plastisitet, bretter de seg ikke til folder, men brytes av forkastninger. Noen områder reiser seg, andre faller - gjenopplivet blokk- og foldede blokkfjell vises. For eksempel, under den alpine epoken med folding, ble de foldede Pamir-fjellene dannet og Altai- og Sayan-fjellene ble gjenopplivet. Derfor bestemmes fjellets alder ikke av tidspunktet for dannelsen, men av alderen til den foldede basen, som alltid er angitt på tektoniske kart.

Geosynkliner på forskjellige utviklingsstadier eksisterer fortsatt i dag. Således, langs den asiatiske kysten av Stillehavet, i Middelhavet er det en moderne geosynklin, som går gjennom et modningsstadium, og i Kaukasus, i Andesfjellene og andre foldede fjell er prosessen med fjelldannelse fullført; De små kasakhiske åsene er en peneplain, en kupert slette dannet på stedet for de ødelagte fjellene i de kaledonske og hercyniske foldene. Basen av gamle fjell kommer til overflaten her - små åser - "vitnefjell", sammensatt av holdbare magmatiske og metamorfe bergarter.

Store områder av jordskorpen med relativt lav mobilitet og flat topografi kalles plattformer. Ved bunnen av plattformene, i fundamentene deres, ligger sterke magmatiske og metamorfe bergarter, noe som indikerer prosessene med fjellbygging som en gang fant sted her. Vanligvis er fundamentet dekket av et tykt lag med sedimentær bergart. Noen ganger kjellerstein kommer til overflaten og danner seg skjold. Alderen på plattformen tilsvarer stiftelsens alder. Gamle (prekambriske) plattformer inkluderer de østeuropeiske, sibirske, brasilianske, etc.

Plattformene er stort sett sletter. De opplever hovedsakelig oscillerende bevegelser. Men i noen tilfeller er dannelsen av gjenopplivede blokkfjell mulig på dem. Som et resultat av fremveksten av de store afrikanske riftene, steg og falt individuelle deler av den gamle afrikanske plattformen og blokkfjellene og høylandet i Øst-Afrika, vulkanfjellene Kenya og Kilimanjaro, ble dannet.

Litosfæriske plater og deres bevegelse. Læren om geosynkliner og plattformer kalles i vitenskapen "fiksisme" siden, ifølge denne teorien, er store blokker med bark festet på ett sted. I andre halvdel av 1900-tallet. mange forskere støttet teori om mobilisme, som er basert på ideen om horisontale bevegelser litosfæren. I følge denne teorien er hele litosfæren delt inn i gigantiske blokker av dype forkastninger som når den øvre mantelen - litosfæriske plater. Grenser mellom plater kan oppstå både på land og på havbunnen. I havene er disse grensene vanligvis medianen havrygger. I disse områdene ble det registrert et stort nummer av forkastninger - rifter langs hvilke materialet til den øvre mantelen strømmer til bunnen av havet og sprer seg over det. I de områdene hvor grensene mellom platene passerer, aktiveres ofte fjellbyggeprosesser - i Himalaya, Andesfjellene, Cordillera, Alpene osv. Platenes bunn er i astenosfæren, og langs plastsubstratet er litosfæriske platene, som kjemper isfjell, beveger seg sakte i forskjellige retninger (fig. 29). Bevegelsen til platene registreres ved nøyaktige målinger fra rommet. Dermed beveger de afrikanske og arabiske kystene av Rødehavet seg sakte bort fra hverandre, noe som har gjort det mulig for noen forskere å kalle dette havet "embryoet" til det fremtidige havet. Rombilder gjør det også mulig å spore retningen til dype forkastninger i jordskorpen.

Ris. 29. Bevegelse av litosfæriske plater

Teorien om mobilisme forklarer overbevisende dannelsen av fjell, siden deres dannelse krever ikke bare radialt, men også sidetrykk. Der to plater kolliderer, stuper den ene under den andre, og langs kollisjonsgrensen dannes «hummocks», det vil si fjell. Denne prosessen er ledsaget av jordskjelv og vulkanisme.

§ 23. Relieff av kloden

Lettelse- dette er et sett med uregelmessigheter på jordens overflate, forskjellig i høyde over havet, opprinnelse, etc.

Disse uregelmessighetene gir planeten vår et unikt utseende. Dannelsen av relieff påvirkes av både indre, tektoniske og ytre krefter. Takk til tektoniske prosesser hovedsakelig store overflateuregelmessigheter oppstår - fjell, høyland, etc., og ytre krefter er rettet mot deres ødeleggelse og opprettelse av mindre relieffformer - elvedaler, raviner, sanddyner, etc.

Alle relieffformer er delt inn i konkave (depresjoner, elvedaler, raviner, raviner, etc.), konvekse (åser, fjellkjeder, vulkanske kjegler, etc.), ganske enkelt horisontale og skrånende overflater. Deres størrelse kan være svært variert - fra flere titalls centimeter til mange hundre og til og med tusenvis av kilometer.

Avhengig av skalaen skilles planetariske, makro-, meso- og mikroformer av relieff.

Planetariske objekter inkluderer kontinentale fremspring og havdepresjoner. Kontinenter og hav er ofte antipoder. Så Antarktis ligger overfor nord Polhavet, Nord-Amerika - mot indisk, Australia - mot Atlanterhavet og bare Sør-Amerika - mot Sørøst-Asia.

Dybdene til havdepresjoner varierer mye. Den gjennomsnittlige dybden er 3800 m, og maksimum, notert i Mariana-graven i Stillehavet, er 11 022 m. Det høyeste punktet på land - Mount Everest (Qomolungma) når 8848 m. Dermed når høydeamplituden nesten 20 km.

De rådende dybdene i havet er fra 3000 til 6000 m, og høydene på land er mindre enn 1000 m Høye fjell og dyphavsdepresjoner okkuperer bare en brøkdel av en prosent av jordens overflate.

Gjennomsnittshøyde kontinenter og deres deler over havet er også ulik: Nord-Amerika - 700 m, Afrika - 640, Sør-Amerika - 580, Australia - 350, Antarktis - 2300, Eurasia - 635 m, med høyden på Asia 950 m, og Europa - bare 320 m Gjennomsnittshøyden på landet er 875 m.

Relieff av havbunnen. På bunnen av havet, som på land, er det ulike former relieff - fjell, sletter, forsenkninger, skyttergraver osv. De har vanligvis mykere konturer enn tilsvarende former for landrelieff, siden ytre prosesser går roligere frem her.

Relieffet av havbunnen inkluderer:

– kontinentalsokkel, eller hylle (hylle), – grunne deler opp til en dybde på 200 m, hvis bredde i noen tilfeller når mange hundre kilometer;

– kontinentalskråning– en ganske bratt avsats til en dybde på 2500 m;

– havbunnen, som opptar det meste av bunnen med dybder opp til 6000 m.

De største dybdene ble notert i takrenner, eller oseaniske depresjoner, hvor de overstiger 6000 m. skyttergravene strekker seg vanligvis langs kontinenter langs havets kant.

I de sentrale delene av havene er det midthavsrygger (rifter): Sør-Atlanteren, Australian, Antarktis, etc.

Jordavlastning. Hovedelementene i landavlastning er fjell og sletter. De danner makrorelieffet til jorden.

fjell kalt en høyde som har et topppunkt, skråninger og en bunnlinje som stiger over terrenget over 200 m; en høyde opp til 200 m høy kalles høyde. Lineært langstrakte landformer med rygg og skråninger er fjellkjeder.Åsene er atskilt av de som ligger mellom dem fjelldaler. I forbindelse med hverandre dannes fjellkjeder fjellkjeder. Et sett med rygger, kjeder og daler kalles fjellnode, eller fjellrike land, og i hverdagen - fjell. For eksempel Altai-fjellene, Uralfjellene, etc.

Store områder av jordens overflate som består av fjellkjeder, daler og høysletter kalles høylandet. For eksempel, det iranske platået, det armenske platået, etc.

Opprinnelsen til fjell er tektonisk, vulkansk og erosiv.

Tektoniske fjell dannet som følge av bevegelser av jordskorpen, består de av en eller mange folder hevet til en betydelig høyde. Alle de høyeste fjellene i verden - Himalaya, Hindu Kush, Pamir, Cordillera, etc. - er foldet. De er preget av spisse topper, trange daler (kløfter) og langstrakte rygger.

Blokkert Og foldeblokkfjell dannes som et resultat av stigning og fall av blokker (blokker) av jordskorpen langs forkastningsplaner. Relieffet til disse fjellene er preget av flate topper og vannskiller, brede, flatbunnede daler. Dette er for eksempel Uralfjellene, Appalacherne, Altai osv.

Vulkaniske fjell dannes som et resultat av akkumulering av produkter av vulkansk aktivitet.

Ganske utbredt på jordoverflaten eroderte fjell, som er dannet som et resultat av opphuggingen av høyslettene eksterne krefter, først og fremst ved rennende vann.

Etter høyde er fjell delt inn i lave (opptil 1000 m), middels høye (fra 1000 til 2000 m), høye (fra 2000 til 5000 m) og høyeste (over 5 km).

Høyden på fjell kan enkelt bestemmes av fysisk kart. Den kan også brukes til å fastslå at de fleste fjellene tilhører midthøyden og høyområdet. Få topper rager over 7000 m, og alle er i Asia. Bare 12 fjelltopper, som ligger i Karakoram-fjellene og Himalaya, har en høyde på mer enn 8000 m. Det høyeste punktet på planeten er fjellet, eller mer presist, fjellnoden, Everest (Chomolungma) - 8848 moh.

Det meste av landoverflaten er okkupert av flate områder. Sletter- dette er områder av jordoverflaten som har en flat eller lett kupert topografi. Oftest er slettene svakt skrånende.

Basert på overflatens beskaffenhet deles slettene inn i flat, bølget Og kupert, men på store sletter, for eksempel turanian eller vestsibirsk, kan man finne områder med ulike former for overflaterelieff.

Avhengig av høyden over havet er slettene delt inn i lavtliggende(opptil 200 m), sublime(opptil 500 m) og høye (platåer)(over 500 m). Opphøyd og høye sletter De er alltid sterkt dissekert av vannstrømmer og har en kupert topografi som ofte er flate. Noen sletter ligger under havoverflaten. Dermed har det kaspiske lavlandet en høyde på 28 m. Lukkede bassenger med stor dybde finnes ofte på slettene. For eksempel har Karagis-depresjonen en høyde på 132 m, og depresjonen Dødehavet– 400 m.

Forhøyede sletter avgrenset av bratte skråninger som skiller dem fra området rundt kalles platå. Dette er platåene til Ustyurt, Putorana, etc.

Platå- flattoppede områder av jordoverflaten kan ha en betydelig høyde. For eksempel stiger Tibetplatået over 5000 moh.

Basert på deres opprinnelse er det flere typer sletter. Betydelige landområder er okkupert av marine (primær) sletter, dannet som et resultat av marine regresjoner. Dette er for eksempel de turaniske, vestsibirske, storkinesiske og en rekke andre sletter. Nesten alle tilhører de store slettene på planeten. De fleste av dem er lavland, terrenget er flatt eller lett kupert.

Stratifiserte sletter- dette er flate områder av eldgamle plattformer med nesten horisontal forekomst av lag av sedimentære bergarter. Slike sletter inkluderer for eksempel de østeuropeiske. Disse slettene har stort sett kupert terreng.

Små plasser i elvedaler er okkupert av alluviale (alluviale) sletter, dannet som et resultat av utjevning av overflaten med elvesedimenter - alluvium. Denne typen inkluderer de indo-gangetiske, mesopotamiske og labrador-slettene. Disse slettene er lave, flate og veldig fruktbare.

Slettene er hevet høyt over havet - lavaplater(Sentralsibirplatået, Etiopiske og iranske platåer, Deccan-platået). Noen sletter, for eksempel de små kasakhiske åsene, ble dannet som et resultat av ødeleggelsen av fjell. De kalles eroderende. Disse slettene er alltid høye og kuperte. Disse åsene er sammensatt av holdbare krystallinske bergarter og representerer restene av fjellene som en gang var her, deres "røtter".

§ 24. Jord

Jorden– dette er det øvre fruktbare laget av litosfæren, som har en rekke egenskaper som er iboende i levende og livløs natur.

Dannelsen og eksistensen av denne naturlige kroppen kan ikke forestilles uten levende vesener. Overflatelagene av stein er bare det første substratet som ulike typer jordsmonn dannes fra under påvirkning av planter, mikroorganismer og dyr.

Grunnleggeren av jordvitenskap, den russiske vitenskapsmannen V.V. Dokuchaev, viste det

jorden- Dette er uavhengig naturlig kropp, dannet på overflaten av bergarter under påvirkning av levende organismer, klima, vann, lettelse og også mennesker.

Denne naturlige formasjonen har blitt skapt over tusenvis av år. Prosessen med jorddannelse begynner med bosetting av mikroorganismer på nakne bergarter og steiner. Ved å mate på karbondioksid, nitrogen og vanndamp fra atmosfæren, ved hjelp av mineralsalter av stein, frigjør mikroorganismer organiske syrer som et resultat av deres vitale aktivitet. Disse stoffene endrer gradvis den kjemiske sammensetningen av bergarter, noe som gjør dem mindre holdbare og til slutt løsner overflatelaget. Da legger lav seg på slik stein. Upretensiøse for vann og næringsstoffer fortsetter de ødeleggelsesprosessen, samtidig som de beriker steinen med organisk materiale. Som et resultat av aktiviteten til mikroorganismer og lav blir bergarten gradvis til et substrat som er egnet for kolonisering av planter og dyr. Den endelige transformasjonen av den opprinnelige steinen til jord skjer på grunn av den vitale aktiviteten til disse organismene.

Planter absorberer karbondioksid fra atmosfæren og vann og mineraler fra jorda, og skaper organiske forbindelser. Når planter dør, beriker de jorda med disse forbindelsene. Dyr lever av planter og deres rester. Produktene av deres vitale aktivitet er ekskrementer, og etter døden havner likene deres også i jorden. Hele massen av dødt organisk materiale akkumulert som et resultat av den vitale aktiviteten til planter og dyr tjener som matforsyning og habitat for mikroorganismer og sopp. De ødelegger organiske stoffer og mineraliserer dem. Som et resultat av aktiviteten til mikroorganismer dannes komplekse organiske stoffer som utgjør jordhumus.

Jord humus er en blanding av stabil organiske forbindelser, dannet under nedbrytning av plante- og dyrerester og deres metabolske produkter med deltakelse av mikroorganismer.

I jorda brytes primære mineraler ned og det dannes sekundære leiremineraler. Dermed oppstår syklusen av stoffer i jorda.

Fuktighetskapasitet er jordens evne til å holde vann.

Jord med mye sand holder dårlig på vannet og har lav fuktighetsbestandighet. Leirejord, derimot, holder mye vann og har høy fuktighetsholdende kapasitet. Ved kraftig nedbør fyller vann alle porene i slik jord, og hindrer luft i å passere dypere. Løs, klumpete jord holder på fuktigheten bedre enn tett jord.

Fuktighetspermeabilitet– Dette er jordens evne til å passere vann.

Jorden er gjennomsyret av bittesmå porer - kapillærer. Vann kan bevege seg gjennom kapillærer ikke bare nedover, men også i alle retninger, inkludert fra bunn til topp. Jo høyere kapillaritet jorda har, jo høyere fuktighetspermeabilitet, jo raskere trenger vann inn i jorda og stiger oppover fra dypere lag. Vann "fester seg" til veggene i kapillærene og ser ut til å krype oppover. Jo tynnere kapillærene er, jo høyere stiger vannet gjennom dem. Når kapillærene når overflaten, fordamper vannet. Sandjord har høy fuktighetspermeabilitet, mens leirjord har lav permeabilitet. Hvis det etter regn eller vanning har dannet seg en skorpe (med mange kapillærer) på overflaten av jorda, fordamper vannet veldig raskt. Når du løsner jorda, ødelegges kapillærer, noe som reduserer vannfordampningen. Det er ikke for ingenting at å løsne jorda kalles tørrvanning.

Jord kan ha annen struktur, dvs. består av klumper av forskjellige former og størrelser som jordpartikler limes inn i. De beste jordsmonnene, som chernozems, har en finklumpet eller granulær struktur. Av kjemisk oppbygning jordsmonn kan være rik eller fattig på næringsstoffer. En indikator på jordfruktbarhet er mengden humus, siden den inneholder alle de grunnleggende elementene i plantenæring. For eksempel inneholder chernozemjord opptil 30% humus. Jordsmonn kan være sur, nøytral og alkalisk. Nøytral jord er mest gunstig for planter. For å redusere surheten kalkes de, og gips tilsettes jorden for å redusere alkaliteten.

Mekanisk sammensetning av jordsmonn. I henhold til deres mekaniske sammensetning er jord delt inn i leirholdig, sandholdig, leirholdig og sandholdig leirjord.

Leirjord har høy fuktighetskapasitet og er best utstyrt med batterier.

Sandjord lav fuktighetskapasitet, godt gjennomtrengelig for fuktighet, men humusfattig.

Leiraktig– de mest gunstige i sine fysiske egenskaper for jordbruk, med gjennomsnittlig fuktighetskapasitet og fuktighetspermeabilitet, godt utstyrt med humus.

Sandig leirjord– strukturløs jord, humusfattig, godt gjennomtrengelig for vann og luft. For å bruke slike jordarter, er det nødvendig å forbedre sammensetningen og bruke gjødsel.

Jordtyper. I vårt land den vanligste følgende typer jordsmonn: tundra, podzolic, torv-podzolic, chernozem, kastanje, grå jord, rød jord og gul jord.

Tundrajord er plassert på Langt nord i sonen permafrost. De er vannfylte og ekstremt fattige på humus.

Podzoliske jordarter vanlig i taigaen under bartrær, og sod-podzolic– under bar-løvskog. Løvskog vokser på grå skogsjord. Alle disse jorda inneholder nok humus og er godt strukturert.

I skog-steppe- og steppesonene er det chernozem jord. De ble dannet under steppe og gressvegetasjon og er rike på humus. Humus gir jorda en svart farge. De har en sterk struktur og høy fruktbarhet.

Kastanjejord ligger lenger sør, dannes de under tørrere forhold. De er preget av mangel på fuktighet.

Serosem jordsmonn karakteristisk for ørkener og halvørkener. De er rike på næringsstoffer, men fattige på nitrogen, og det er ikke nok vann.

Krasnozems Og zeltozems dannes i subtropene under fuktig og varmt klima. De er godt strukturerte, ganske fuktabsorberende, men har et lavere humusinnhold, så gjødsel tilsettes disse jorda for å øke fruktbarheten.

For å øke jordens fruktbarhet, er det nødvendig å regulere ikke bare innholdet av næringsstoffer, men også tilstedeværelsen av fuktighet og lufting. Matjorda skal alltid være løs for å gi lufttilgang til plantenes røtter.

Konsolidert last: godstransport fra Moskva, veitransport av varer marstrans.ru.

Kloden har flere skjell: - luftkonvolutt, — vannskjell, - hardt skall.

Den tredje planeten utenfor avstanden fra solen, Jorden, har en radius på 6370 km, en gjennomsnittlig tetthet på 5,5 g/cm2. I jordens indre struktur er det vanlig å skille mellom følgende lag:

jordskorpen- det øvre laget av jorden der levende organismer kan eksistere. Tykkelsen på jordskorpen kan være fra 5 til 75 km.

mantel- et fast lag som ligger under jordskorpen. Temperaturen er ganske høy, men stoffet er i fast tilstand. Tykkelsen på mantelen er omtrent 3000 km.

kjerne — sentral del kloden. Dens radius er omtrent 3500 km. Temperaturen inne i kjernen er veldig høy. Kjernen antas å bestå hovedsakelig av smeltet metall,
antagelig jern.

jordskorpen

Det er to hovedtyper av jordskorpen - kontinental og oseanisk, pluss en mellomliggende, subkontinental.

Jordskorpen er tynnere under havene (ca. 5 km) og tykkere under kontinentene (opptil 75 km). Det er heterogent tre lag skilles ut: basalt (ligger i bunnen), granitt og sedimentært (øvre). Kontinental skorpe består av tre lag, mens det i havet ikke er granittlag. Jordskorpen dannet seg gradvis: først ble det dannet et basaltlag, deretter fortsetter det sedimentære laget å danne seg til i dag.

- stoffet som utgjør jordskorpen. Bergarter er delt inn i følgende grupper:

1. Magmatiske bergarter. De dannes når magma størkner dypt inne i jordskorpen eller på overflaten.

2. Sedimentære bergarter. De er dannet på overflaten, dannet fra produkter av ødeleggelse eller endring av andre bergarter og biologiske organismer.

3. Metamorfe bergarter. De er dannet i tykkelsen av jordskorpen fra andre bergarter under påvirkning av visse faktorer: temperatur, trykk.

Jordens indre struktur

Hvis jorden var en homogen kropp, ville seismiske bølger forplante seg med samme hastighet, grei og ikke reflektert.

I virkeligheten er ikke hastigheten på bølgene den samme og endres brått. På en dybde på omtrent 60 km øker hastigheten deres "uventet" fra 5 til 8 km/s. Ved rundt 2900 km vil den øke til 13 km/s, for så å synke igjen til 8 km/s. Nærmere jordens sentrum ble det registrert en økning i hastigheten til langsgående bølger til 11 km/s. Tverrbølger trenger ikke dypere enn 2900 km.

En kraftig endring i hastigheten til seismiske bølger på dybder på 60 og 2900 km tillot oss å konkludere med at det var en plutselig økning i tettheten til jordens substans og å skille dens tre deler - litosfæren, mantelen og kjernen.

Tverrbølger trenger inn til en dybde på 4000 km og demper, noe som indikerer at jordens kjerne er inhomogen i tetthet og dens ytre del er "flytende", mens den indre delen er et fast stoff (fig. 18).

Ris. 18. Jordens indre struktur

Litosfæren. Litosfære (fra gresk litos – stein og sfære - ball) - det øvre steinskallet på den solide jorden, som har en sfærisk form. Dybden av litosfæren når mer enn 80 km, den inkluderer også den øvre mantelen (s. 60) - astenosfæren, fungerer som substratet som hoveddelen av litosfæren ligger på. Stoffet i astenosfæren er i plast (overgang mellom faste stoffer og flytende) tilstand. Som et resultat ser det ut til at bunnen av litosfæren flyter i substratet til den øvre mantelen.

Jordskorpen. Den øvre delen av litosfæren kalles jordskorpen. Den ytre grensen til jordskorpen er overflaten av dens kontakt med hydrosfæren og atmosfæren, den nederste går på en dybde på 8-75 km og kalles lag eller Mohorovicic seksjon .

Plasseringen av jordskorpen mellom mantelen og de ytre skallene - atmosfæren, hydrosfæren og biosfæren - bestemmer påvirkningen av eksterne og indre krefter fra jorden på den.

Ris. 19. Struktur av jordskorpen

Under havene er det ikke granittlag, men på kontinentene kommer det enkelte steder ut til overflaten.

Grensen mellom granitt- og basaltlag kalles Conrad overflate. Denne delen tilsvarer et hopp i hastigheten til seismiske bølger fra 6 til 6,5 km/s.

Avhengig av struktur og tykkelse, skilles to typer bark - fastland Og oseanisk. Under kontinentene inneholder skorpen alle tre lagene - sedimentært, granitt og basalt. Tykkelsen på slettene når 15 km, og i fjellene øker den til 80 km og danner "fjellrøtter". Under havene er granittlaget mange steder helt fraværende, og basaltene er dekket med et tynt dekke av sedimentære bergarter. I dyphavsdelene av havet overstiger ikke tykkelsen på skorpen 3–5 km, og den øvre mantelen ligger under.

Mantel. Dette er et mellomskall som ligger mellom litosfæren og jordens kjerne. Dens nedre grense ligger visstnok på en dybde på 2900 km. Mantelen står for mer enn halvparten av jordens volum. Mantelmaterialet er i en overopphetet tilstand og opplever et enormt trykk fra den overliggende litosfæren. Mantelen har stor innflytelse på prosessene som skjer på jorden. Magmakamre oppstår i den øvre mantelen, og det dannes malm, diamanter og andre mineraler. Det er her indre varme når jordens overflate. Materialet til den øvre mantelen beveger seg konstant og aktivt, noe som forårsaker bevegelsen av litosfæren og jordskorpen.

Kjerne. Det er to deler i kjernen: den ytre, til en dybde på 5 tusen km, og den indre, til midten av jorden. Den ytre kjernen er flytende, siden tverrbølger ikke passerer gjennom den, mens den indre kjernen er fast. Stoffet i kjernen, spesielt den indre, er svært komprimert og dens tetthet tilsvarer metaller, og det er derfor det kalles metallisk.