Jordskorpen. Jordens varme

Plan

Jordskorpen (kontinental, oseanisk, overgangsperiode).

Hovedkomponentene i jordskorpen er kjemiske elementer, mineraler, bergarter, geologiske kropper.

Grunnleggende om klassifisering av magmatiske bergarter.

Jordskorpen (kontinental, oseanisk, overgangsperiode)

Basert på data fra dype seismiske sonderinger, skilles en rekke lag i tykkelsen av jordskorpen, preget av forskjellige hastigheter for passasje av elastiske vibrasjoner. Av disse lagene anses tre som grunnleggende. Den øverste av dem er kjent som et sedimentært skall, den midterste er granittmetamorf, og den nederste er basalt (fig.).

Ris. . Diagram over strukturen til skorpen og den øvre mantelen, inkludert den faste litosfæren

og plastisk astenosfære

Sedimentært lag Den er hovedsakelig sammensatt av de mykeste, løse og tettere (på grunn av sementering av løse) bergarter. Sedimentære bergarter er vanligvis ordnet i lag. Tykkelsen av det sedimentære laget på jordoverflaten er svært varierende og varierer fra noen få meter til 10-15 km. Det er områder hvor det sedimentære laget er helt fraværende.

Granitt-metamorft lag Den består hovedsakelig av magmatiske og metamorfe bergarter rike på aluminium og silisium. Steder hvor det ikke er sedimentært lag og granittlaget kommer til overflaten kalles krystallskjold(Kola, Anabar, Aldan, etc.). Tykkelsen på granittlaget er 20-40 km, noen steder er dette laget fraværende (på bunnen av Stillehavet). I følge studiet av hastigheten til seismiske bølger endres tettheten av bergarter ved den nedre grensen fra 6,5 ​​km/sek til 7,0 km/sek. Denne grensen til granittlaget, som skiller granittlaget fra basaltlaget, kalles Conrad grenser.

Basaltlag skiller seg ut ved bunnen av jordskorpen, er tilstede overalt, tykkelsen varierer fra 5 til 30 km. Tettheten av stoffet i basaltlaget er 3,32 g/cm 3, det skiller seg i sammensetning fra granitter og er preget av et mye lavere silikainnhold. Ved den nedre grensen av laget er det en brå endring i hastigheten for passasje av langsgående bølger, noe som indikerer en skarp endring i bergartenes egenskaper. Denne grensen er tatt som den nedre grensen til jordskorpen og kalles Mohorovichic-grensen, som diskutert ovenfor.

I ulike deler av kloden er jordskorpen heterogen både i sammensetning og tykkelse. Typer av jordskorpen - fastlandet eller kontinentalt, oseanisk og overgangsbestemt. Havskorpen opptar omtrent 60 %, og kontinentalskorpen omtrent 40 % av jordoverflaten, noe som skiller seg fra fordelingen av områdene i hav og land (henholdsvis 71 % og 29 %). Dette skyldes det faktum at grensen mellom de aktuelle skorpetypene går langs kontinentalfoten. Grunne hav, som for eksempel de baltiske og arktiske hav i Russland, hører kun til verdenshavet fra et geografisk synspunkt. I området av havene skiller de seg havtype, preget av et tynt sedimentært lag, under hvilket det er et basaltlag. Dessuten er havskorpen mye yngre enn den kontinentale - alderen til den første er ikke mer enn 180 - 200 millioner år. Jordskorpen under kontinentet inneholder alle 3 lagene, har stor tykkelse (40-50 km) og kalles fastland. Overgangsskorpen tilsvarer undervannsmarginen til kontinentene. I motsetning til det kontinentale blir granittlaget kraftig redusert her og forsvinner ut i havet, og da avtar også tykkelsen på basaltlaget.

Sedimentære, granitt-metamorfe og basaltlag danner sammen et skall, som fikk navnet sial - fra ordene silisium og aluminium. Det antas vanligvis at det i det sialiske skallet er hensiktsmessig å identifisere begrepet jordskorpen. Det er også slått fast at gjennom den geologiske historien absorberer jordskorpen oksygen, og til dags dato består den av 91 volumprosent.

Hovedkomponentene i jordskorpen er kjemiske elementer, mineraler, bergarter, geologiske kropper

Jordens substans består av kjemiske elementer. Innenfor steinskallet danner kjemiske elementer mineraler, mineraler danner bergarter, og bergarter danner på sin side geologiske kropper. Vår kunnskap om jordens kjemi, eller på annen måte geokjemi, avtar katastrofalt med dybden. Dypere enn 15 km blir kunnskapen vår gradvis erstattet av hypoteser.

Den amerikanske kjemikeren F.W. Clark sammen med G.S. Washington, etter å ha begynt å analysere forskjellige bergarter (5159 prøver) på begynnelsen av forrige århundre, publiserte data om gjennomsnittlig innhold av omtrent ti av de vanligste elementene i jordskorpen. Frank Clark tok utgangspunkt i at den faste jordskorpen til en dybde på 16 km består av 95 % av magmatiske bergarter og 5 % av sedimentære bergarter dannet på grunn av magmatiske bergarter. Derfor, for beregningen, brukte F. Clark 6000 analyser av forskjellige bergarter, og tok deres aritmetiske gjennomsnitt. Deretter ble disse dataene supplert med gjennomsnittsdata om innholdet av andre grunnstoffer Det viste seg at de vanligste grunnstoffene i jordskorpen er (vekt%): O - 47,2; Si - 27,6; Al - 8,8; Fe - 5,1; Ca - 3,6; Na, 2,64; Mg - 2,1; K - 1,4; H - 0,15, som er 99,79 % totalt. Disse elementene (unntatt hydrogen), samt karbon, fosfor, klor, fluor og noen andre, kalles steindannende eller petrogene.

Deretter ble disse tallene gjentatte ganger spesifisert av forskjellige forfattere (tabell).

Sammenligning av ulike estimater av sammensetningen av jordskorpen på kontinentene,

De gjennomsnittlige massefraksjonene av kjemiske elementer i jordskorpen ble navngitt etter forslag fra akademiker A. E. Fersman Clarks. De siste dataene om den kjemiske sammensetningen av jordens kuler er oppsummert i følgende skjema (fig.).

All materie i jordskorpen og mantelen består av mineraler, forskjellige i form, struktur, sammensetning, overflod og egenskaper. For tiden har mer enn 4000 mineraler blitt isolert. Det er umulig å gi et eksakt tall fordi antallet mineralarter hvert år fylles på med 50-70 navn på mineralarter. For eksempel har rundt 550 mineraler blitt oppdaget på territoriet til det tidligere Sovjetunionen (320 arter er lagret i A.E. Fersman Museum), mer enn 90% av dem på 1900-tallet.

Mineralsammensetningen til jordskorpen er som følger (vol.%): feltspat - 43,1; pyroksener - 16,5; olivin - 6,4; amfiboler - 5,1; glimmer - 3,1; leirmineraler - 3,0; ortosilikater - 1,3; kloritt, serpentiner - 0,4; kvarts - 11,5; cristobalitt - 0,02; tridymitt - 0,01; karbonater - 2,5; malmmineraler - 1,5; fosfater - 1,4; sulfater - 0,05; jernhydroksider - 0,18; andre - 0,06; organisk materiale - 0,04; klorider - 0,04.

Disse tallene er selvfølgelig veldig relative. Generelt er mineralsammensetningen til jordskorpen den mest varierte og rike sammenlignet med sammensetningen av dypere geosfærer og meteoritter, månens substans og de ytre skallene til andre jordiske planeter. Så 85 mineraler ble funnet på månen, og 175 i meteoritter.

Naturlige mineraltilslag som utgjør uavhengige geologiske kropper i jordskorpen kalles bergarter. Konseptet "geologisk kropp" er et multi-skala konsept, det inkluderer volumer fra en mineralkrystall til kontinenter. Hver stein danner en tredimensjonal kropp i jordskorpen (lag, linse, array, dekke ...), preget av en viss materialsammensetning og en spesifikk indre struktur.

Begrepet "stein" ble introdusert i russisk geologisk litteratur på slutten av 1700-tallet av Vasily Mikhailovich Severgin. Studiet av jordskorpen har vist at den er sammensatt av ulike bergarter, som etter opprinnelse kan deles inn i 3 grupper: magmatisk eller magmatisk, sedimentær og metamorfe.

Før du går videre til beskrivelsen av hver av gruppene av bergarter separat, er det nødvendig å dvele ved deres historiske forhold.

Det er generelt akseptert at den opprinnelige kloden var en smeltet kropp. Fra denne primære smelten eller magmaen ble den faste jordskorpen dannet ved avkjøling, i begynnelsen var den utelukkende sammensatt av magmatiske bergarter, som bør betraktes som den historisk eldste gruppen av bergarter.

Først i en senere fase av jordens utvikling kunne bergarter av en annen opprinnelse oppstå. Dette ble mulig etter fremveksten av alle dens ytre skall: atmosfæren, hydrosfæren, biosfæren. Primære magmatiske bergarter under deres påvirkning og solenergi ble ødelagt, det ødelagte materialet ble flyttet av vann og vind, sortert og sementert igjen. Slik oppsto sedimentære bergarter, som er sekundære til magmatiske bergarter, på grunn av hvilke de ble dannet.

Både magmatiske og sedimentære bergarter tjente som materiale for dannelsen av metamorfe bergarter. Som et resultat av ulike geologiske prosesser ble store områder av jordskorpen senket, og sedimentære bergarter samlet seg innenfor disse områdene. I løpet av disse synkingene faller de nedre delene av sekvensen til stadig større dybder inn i området med høye temperaturer og trykk, inn i området for penetrering av forskjellige damper og gasser fra magmaen og sirkulasjonen av varmt vann løsninger, introdusere nye kjemiske elementer i bergartene. Resultatet av dette er metamorfose.

Fordelingen av disse rasene er ikke den samme. Det er anslått at litosfæren er 95 % sammensatt av magmatiske og metamorfe bergarter og bare 5 % er sedimentære bergarter. På overflaten er fordelingen noe annerledes. Sedimentære bergarter dekker 75 % av jordens overflate og bare 25 % er magmatiske og metamorfe bergarter.

Kirill Degtyarev, stipendiat ved Lomonosov Moscow State University M.V. Lomonosov.

I vårt land, rikt på hydrokarboner, er geotermisk energi en slags eksotisk ressurs som i dagens tilstand neppe vil konkurrere med olje og gass. Likevel kan denne alternative energiformen brukes nesten overalt og ganske effektivt.

Foto av Igor Konstantinov.

Endring i jordtemperatur med dybde.

Temperaturøkning av termisk vann og tørre bergarter som inneholder dem med dybde.

Endring i temperatur med dybde i forskjellige regioner.

Utbruddet av den islandske vulkanen Eyjafjallajökull er en illustrasjon av voldsomme vulkanske prosesser som skjer i aktive tektoniske og vulkanske soner med en kraftig varmestrøm fra jordens indre.

Installert kapasitet til geotermiske kraftverk etter land i verden, MW.

Fordeling av geotermiske ressurser på Russlands territorium. Reservene av geotermisk energi, ifølge eksperter, er flere ganger høyere enn energireservene til organiske fossile brensler. Ifølge Geothermal Energy Society Association.

Geotermisk energi er varmen i jordens indre. Den produseres i dypet og kommer til jordens overflate i forskjellige former og med ulik intensitet.

Temperaturen på de øvre lagene av jorda avhenger hovedsakelig av eksterne (eksogene) faktorer - sollys og lufttemperatur. Om sommeren og om dagen varmes jorda opp til visse dybder, og om vinteren og om natten avkjøles den etter endringen i lufttemperaturen og med en viss forsinkelse, økende med dybden. Påvirkningen av daglige svingninger i lufttemperaturen ender på dyp fra noen få til flere titalls centimeter. Sesongsvingninger fanger opp dypere jordlag – opptil titalls meter.

På en viss dybde - fra titalls til hundrevis av meter - holdes temperaturen i jorda konstant, lik den gjennomsnittlige årlige lufttemperaturen nær jordoverflaten. Dette er lett å verifisere ved å gå ned i en ganske dyp hule.

Når gjennomsnittlig årlig lufttemperatur i et gitt område er under null, manifesterer dette seg som permafrost (nærmere bestemt permafrost). I Øst-Sibir når tykkelsen, det vil si tykkelsen, av frossen jord hele året 200-300 m på steder.

Fra en viss dybde (sin egen for hvert punkt på kartet) svekkes solens og atmosfærens virkning så mye at endogene (indre) faktorer kommer først og jordens indre varmes opp fra innsiden, slik at temperaturen begynner å stige med dybden.

Oppvarmingen av de dype lagene på jorden er hovedsakelig assosiert med forfallet av de radioaktive elementene som ligger der, selv om andre varmekilder også er navngitt, for eksempel fysisk-kjemiske, tektoniske prosesser i de dype lagene av jordskorpen og mantelen. Men uansett årsak øker temperaturen på bergarter og tilhørende flytende og gassformige stoffer med dybden. Gruvearbeidere møter dette fenomenet - det er alltid varmt i dype gruver. På 1 km dyp er tretti graders varme normalt, og dypere er temperaturen enda høyere.

Varmestrømmen til jordens indre, som når jordens overflate, er liten - i gjennomsnitt er kraften 0,03-0,05 W / m 2,
eller ca 350 Wh/m 2 pr år. På bakgrunn av varmestrømmen fra solen og luften som varmes opp av den, er dette en umerkelig verdi: Solen gir hver kvadratmeter av jordens overflate omtrent 4000 kWh årlig, det vil si 10 000 ganger mer (selvfølgelig, dette er i gjennomsnitt, med stor spredning mellom polare og ekvatoriale breddegrader og avhengig av andre klimatiske og værfaktorer).

Ubetydeligheten av varmestrømmen fra dypet til overflaten i det meste av planeten er assosiert med den lave termiske ledningsevnen til bergarter og særegenhetene til den geologiske strukturen. Men det finnes unntak - steder hvor varmestrømmen er høy. Dette er for det første soner med tektoniske forkastninger, økt seismisk aktivitet og vulkanisme, hvor energien i jordens indre finner en vei ut. Slike soner er preget av termiske anomalier i litosfæren, her kan varmestrømmen som når jordens overflate være mange ganger og til og med størrelsesordener kraftigere enn den "vanlige". En enorm mengde varme bringes til overflaten i disse sonene av vulkanutbrudd og varme kilder med vann.

Det er disse områdene som er mest gunstige for utbygging av geotermisk energi. På Russlands territorium er dette først og fremst Kamchatka, Kuriløyene og Kaukasus.

Samtidig er utviklingen av geotermisk energi mulig nesten overalt, siden økningen i temperatur med dybden er et allestedsnærværende fenomen, og oppgaven er å "utvinne" varme fra tarmene, akkurat som mineralske råvarer utvinnes derfra.

I gjennomsnitt øker temperaturen med dybden med 2,5-3 o C for hver 100 m. Forholdet mellom temperaturforskjellen mellom to punkter som ligger på forskjellige dyp og forskjellen i dybden mellom dem kalles den geotermiske gradienten.

Det resiproke er det geotermiske trinnet, eller dybdeintervallet der temperaturen stiger med 1 o C.

Jo høyere gradienten er, og følgelig jo lavere trinnet er, desto nærmere varmen fra jordens dyp nærmer seg overflaten, og jo mer lovende er dette området for utvikling av geotermisk energi.

I ulike områder, avhengig av den geologiske strukturen og andre regionale og lokale forhold, kan temperaturøkningshastigheten med dybden variere dramatisk. På jordens skala når svingningene i verdiene til geotermiske gradienter og trinn 25 ganger. For eksempel, i staten Oregon (USA) er gradienten 150 o C per 1 km, og i Sør-Afrika - 6 o C per 1 km.

Spørsmålet er, hva er temperaturen på store dyp - 5, 10 km eller mer? Hvis trenden fortsetter, bør temperaturen på 10 km dyp i gjennomsnitt ligge på ca 250-300 o C. Dette bekreftes mer eller mindre av direkte observasjoner i ultradype brønner, selv om bildet er mye mer komplisert enn en lineær temperaturøkning .

For eksempel, i den superdype brønnen Kola som er boret i det baltiske krystallinske skjoldet, endres temperaturen til en dybde på 3 km med en hastighet på 10 ° C / 1 km, og deretter blir den geotermiske gradienten 2-2,5 ganger større. På en dybde på 7 km ble det allerede registrert en temperatur på 120 o C, ved 10 km - 180 o C og ved 12 km - 220 o C.

Et annet eksempel er en brønn lagt i det nordlige Kaspiske hav, hvor det på en dybde på 500 m ble registrert en temperatur på 42 o C, ved 1,5 km - 70 o C, ved 2 km - 80 o C, ved 3 km - 108 o C.

Det antas at den geotermiske gradienten avtar fra en dybde på 20-30 km: på en dybde på 100 km er de estimerte temperaturene omtrent 1300-1500 o C, på en dybde på 400 km - 1600 o C, i jordens kjerne (dybder på mer enn 6000 km) - 4000-5000 o FRA.

På dyp opp til 10-12 km måles temperaturen gjennom borede brønner; der de ikke finnes, bestemmes det av indirekte tegn på samme måte som på større dyp. Slike indirekte tegn kan være arten av passasjen av seismiske bølger eller temperaturen til lavaen som bryter ut.

For geotermisk energiformål er imidlertid data om temperaturer på dyp på mer enn 10 km ennå ikke av praktisk interesse.

Det er mye varme på flere kilometers dyp, men hvordan heve den? Noen ganger løser naturen selv dette problemet for oss ved hjelp av en naturlig kjølevæske - oppvarmet termisk vann som kommer til overflaten eller ligger på en dybde som er tilgjengelig for oss. I noen tilfeller blir vannet i dypet oppvarmet til damptilstand.

Det er ingen streng definisjon av begrepet "termisk farvann". Som regel betyr de varmt underjordisk vann i flytende tilstand eller i form av damp, inkludert de som kommer til jordoverflaten med en temperatur over 20 ° C, det vil si som regel høyere enn lufttemperaturen .

Varmen til grunnvann, damp, damp-vannblandinger er hydrotermisk energi. Følgelig kalles energi basert på bruken hydrotermisk.

Situasjonen er mer komplisert med produksjon av varme direkte fra tørre bergarter - petrotermisk energi, spesielt siden tilstrekkelig høye temperaturer, som regel, begynner fra dybder på flere kilometer.

På Russlands territorium er potensialet for petrotermisk energi hundre ganger høyere enn hydrotermisk energi - henholdsvis 3500 og 35 billioner tonn standard drivstoff. Dette er ganske naturlig - varmen fra jordens dyp er overalt, og termisk vann finnes lokalt. Men på grunn av åpenbare tekniske vanskeligheter, brukes det meste av termalvannet i dag til å generere varme og elektrisitet.

Vann med temperaturer fra 20-30 til 100 o C egner seg til oppvarming, temperaturer fra 150 o C og over - og for å generere elektrisitet ved geotermiske kraftverk.

Generelt er geotermiske ressurser på Russlands territorium, i form av tonn standard drivstoff eller en hvilken som helst annen energimålingsenhet, omtrent 10 ganger høyere enn reserver av fossilt brensel.

Teoretisk er det bare geotermisk energi som fullt ut kan dekke landets energibehov. I praksis, for øyeblikket, på det meste av landets territorium, er dette ikke mulig av tekniske og økonomiske årsaker.

I verden er bruken av geotermisk energi oftest forbundet med Island – et land som ligger i den nordlige enden av Midt-Atlanterhavsryggen, i en ekstremt aktiv tektonisk og vulkansk sone. Sannsynligvis husker alle det kraftige utbruddet av vulkanen Eyjafjallajökull i 2010.

Det er takket være denne geologiske spesifisiteten at Island har enorme reserver av geotermisk energi, inkludert varme kilder som kommer til jordens overflate og til og med fosser ut i form av geysirer.

På Island er mer enn 60 % av all energi som forbrukes i dag hentet fra jorden. Inkludert på grunn av geotermiske kilder, leveres 90 % av oppvarmingen og 30 % av elektrisitetsproduksjonen. Vi legger til at resten av elektrisiteten i landet produseres av vannkraftverk, det vil si også ved hjelp av en fornybar energikilde, takket være hvilken Island ser ut som en slags global miljøstandard.

«Temmingen» av geotermisk energi på 1900-tallet hjalp Island betydelig økonomisk. Fram til midten av forrige århundre var det et veldig fattig land, nå rangerer det først i verden når det gjelder installert kapasitet og produksjon av geotermisk energi per innbygger, og er på topp ti når det gjelder absolutt installert kapasitet for geotermisk kraft planter. Imidlertid er befolkningen bare 300 tusen mennesker, noe som forenkler oppgaven med å bytte til miljøvennlige energikilder: behovet for det er generelt lite.

I tillegg til Island leveres en høy andel geotermisk energi i den totale balansen av elektrisitetsproduksjon i New Zealand og øystatene i Sørøst-Asia (Filippinene og Indonesia), landene i Mellom-Amerika og Øst-Afrika, hvis territorium også er preget av ved høy seismisk og vulkansk aktivitet. For disse landene, på deres nåværende utviklingsnivå og behov, gir geotermisk energi et betydelig bidrag til sosioøkonomisk utvikling.

(Slutten følger.)

Den øvre faste geosfæren kalles jordskorpen. Dette konseptet er assosiert med navnet på den jugoslaviske geofysikeren A. Mohorovichich, som fant at seismiske bølger forplanter seg langsommere i den øvre tykkelsen av jorden enn på store dyp. Deretter ble dette øvre lavhastighetslaget kalt jordskorpen, og grensen som skiller jordskorpen fra jordkappen ble kalt Mohorovichich-grensen, eller kort sagt Moch. Tykkelsen på jordskorpen er variabel. Under vannet i havene overstiger det ikke 10-12 km, og på kontinentene er det 40-60 km (som ikke er mer enn 1% av jordens radius), og øker sjelden til 75 km i fjellområder. Gjennomsnittlig tykkelse på skorpen antas å være 33 km, og gjennomsnittlig masse er 3 10 25 g.

I følge geologiske og data til en dybde på 16 km ble den gjennomsnittlige kjemiske sammensetningen av jordskorpen beregnet. Disse dataene oppdateres kontinuerlig og ser i dag slik ut: oksygen - 47%, silisium - 27,5, aluminium - 8,6, jern - 5, kalsium, natrium, magnesium og kalium - 10,5, alle andre grunnstoffer står for omtrent 1,5%, inkludert titan - 0,6 %, karbon - 0,1, - 0,01, bly - 0,0016, gull - 0,0000005%. Det er klart at de første åtte grunnstoffene utgjør nesten 99 % av jordskorpen og bare 1 % faller på de gjenværende (mer enn hundre!) Elementene til D.I. Mendeleev. Spørsmålet om sammensetningen av jordens dypere soner er fortsatt kontroversielt. Tettheten av bergartene som utgjør jordskorpen øker med dybden. Den gjennomsnittlige tettheten av bergarter i de øvre horisontene av jordskorpen er 2,6-2,7 g/cm 3, tyngdeakselerasjonen på overflaten er 982 cm/s 2 . Når du kjenner fordelingen av tetthet og tyngdeakselerasjon, er det mulig å beregne for et hvilket som helst punkt i jordens radius. På 50 km dybde, dvs. omtrent ved sålen av jordskorpen er trykket 13 000 atm.

Temperaturregimet i jordskorpen er ganske særegent. Solens termiske energi trenger inn i tarmene til en viss dybde. Daglige svingninger observeres på dyp fra noen få centimeter til 1-2 m. Årlige svingninger i tempererte breddegrader når en dybde på 20-30 m. På disse dypene ligger et lag av bergarter med konstant temperatur - isotermisk. Temperaturen er lik den gjennomsnittlige årlige temperaturen i regionen. I polar og , hvor amplituden av svingninger i årlige temperaturer er liten, ligger den isotermiske horisonten nær jordoverflaten. Det øvre laget av jordskorpen, der temperaturen endres med årstidene, kalles aktivt. I Moskva, for eksempel, når det aktive laget en dybde på 20 m.

Under den isotermiske horisonten stiger temperaturen. Økningen i temperatur med dybden under den isotermiske horisonten skyldes jordens indre varme. I gjennomsnitt utføres en temperaturøkning med 1 ° C når man utdyper jordskorpen med 33 m. Denne verdien kalles det geotermiske trinnet. Det geotermiske trinnet i forskjellige områder av jorden er forskjellig: det antas at det i soner kan være omtrent 5 m, og i rolige plattformområder kan det øke opp til 100 m.

Sammen med det øvre faste laget av mantelen forenes det av konseptet, mens helheten av skorpen og øvre mantel vanligvis kalles tektonosfæren.

Jordskorpen er av stor betydning for livet vårt, for utforskningen av planeten vår.

Dette konseptet er nært beslektet med andre som karakteriserer prosessene som skjer inne i og på jordens overflate.

Hva er jordskorpen og hvor ligger den

Jorden har et integrert og sammenhengende skall, som inkluderer: jordskorpen, troposfæren og stratosfæren, som er den nedre delen av atmosfæren, hydrosfæren, biosfæren og antroposfæren.

De samhandler tett, trenger inn i hverandre og utveksler stadig energi og materie. Det er vanlig å kalle jordskorpen den ytre delen av litosfæren - planetens solide skall. Det meste av dens ytre side er dekket av hydrosfæren. Resten, en mindre del, påvirkes av atmosfæren.

Under jordskorpen er en tettere og mer ildfast kappe. De er atskilt med en betinget grense, oppkalt etter den kroatiske forskeren Mohorovich. Dens funksjon er en kraftig økning i hastigheten til seismiske vibrasjoner.

Ulike vitenskapelige metoder brukes for å få innsikt i jordskorpen. Innhenting av spesifikk informasjon er imidlertid bare mulig ved hjelp av boring til større dybde.

Et av målene med en slik studie var å fastslå arten av grensen mellom øvre og nedre kontinentalskorpe. Mulighetene for penetrering inn i den øvre mantelen ved hjelp av selvoppvarmende kapsler laget av ildfaste metaller ble diskutert.

Strukturen til jordskorpen

Under kontinentene skilles dets sedimentære, granitt- og basaltlag, hvis tykkelse i aggregatet er opptil 80 km. Bergarter, kalt sedimentære bergarter, ble dannet som følge av avsetning av stoffer på land og i vann. De er overveiende i lag.

• leire
• skifer
• sandsteiner
• karbonatbergarter
• bergarter av vulkansk opprinnelse
• kull og andre bergarter.

Det sedimentære laget bidrar til å lære mer om de naturlige forholdene på jorden som var på planeten i uminnelige tider. Et slikt lag kan ha en annen tykkelse. Noen steder finnes det kanskje ikke i det hele tatt, andre steder, hovedsakelig i store lavninger, kan det være 20-25 km.

Temperaturen på jordskorpen

En viktig energikilde for jordens innbyggere er varmen fra jordskorpen. Temperaturen øker etter hvert som du går dypere inn i den. Det 30 meter lange laget nærmest overflaten, kalt det heliometriske laget, er assosiert med solens varme og svinger avhengig av årstid.

I det neste, tynnere laget, som øker i kontinentalt klima, er temperaturen konstant og tilsvarer indikatorene for et bestemt målested. I det geotermiske laget av jordskorpen er temperaturen relatert til planetens indre varme og øker etter hvert som du går dypere inn i den. Det er forskjellig på forskjellige steder og avhenger av sammensetningen av elementene, dybden og forholdene til deres plassering.

Det antas at temperaturen stiger i gjennomsnitt med tre grader ettersom den blir dypere for hver 100 meter. I motsetning til den kontinentale delen stiger temperaturen under havene raskere. Etter litosfæren er det et høytemperaturskall av plast, hvis temperatur er 1200 grader. Det kalles astenosfæren. Den har steder med smeltet magma.

Asthenosfæren trenger inn i jordskorpen og kan helle ut smeltet magma og forårsake vulkanske fenomener.

Kjennetegn på jordskorpen

Jordskorpen har en masse på mindre enn en halv prosent av planetens totale masse. Det er det ytre skallet av steinlaget der bevegelsen av materie skjer. Dette laget, som har en tetthet som er halvparten av jordens. Tykkelsen varierer innen 50-200 km.

Det unike med jordskorpen er at den kan være av kontinentale og oseaniske typer. Den kontinentale skorpen har tre lag, hvorav det øvre er dannet av sedimentære bergarter. Havskorpen er relativt ung og tykkelsen varierer lite. Det dannes på grunn av stoffene i mantelen fra havrygger.

jordskorpen karakteristisk bilde

Tykkelsen på jordskorpen under havet er 5-10 km. Dens funksjon er i konstante horisontale og oscillerende bevegelser. Det meste av skorpen er basalt.

Den ytre delen av jordskorpen er det harde skallet på planeten. Dens struktur utmerker seg ved tilstedeværelsen av mobile områder og relativt stabile plattformer. Litosfæriske plater beveger seg i forhold til hverandre. Bevegelsen av disse platene kan forårsake jordskjelv og andre katastrofer. Regelmessighetene til slike bevegelser studeres av tektonisk vitenskap.

Funksjoner av jordskorpen

Hovedfunksjonene til jordskorpen er:

• ressurs;
• geofysiske;
• geokjemisk.

Den første av dem indikerer tilstedeværelsen av jordens ressurspotensial. Det er først og fremst et sett med mineralreserver som ligger i litosfæren. I tillegg omfatter ressursfunksjonen en rekke miljøfaktorer som sikrer livet til mennesker og andre biologiske objekter. En av dem er tendensen til å danne et hardt overflateunderskudd.

du kan ikke gjøre det. redde jordbildet vårt

Termiske, støy- og strålingseffekter realiserer den geofysiske funksjonen. For eksempel er det et problem med naturlig strålingsbakgrunn, som generelt er trygt på jordoverflaten. Men i land som Brasil og India kan det være hundrevis av ganger høyere enn det tillatte. Det antas at kilden er radon og dets nedbrytningsprodukter, samt noen typer menneskelig aktivitet.

Den geokjemiske funksjonen er forbundet med problemer med kjemisk forurensning som er skadelig for mennesker og andre representanter for dyreverdenen. Ulike stoffer med giftige, kreftfremkallende og mutagene egenskaper kommer inn i litosfæren.

De er trygge når de er i innvollene på planeten. Sink, bly, kvikksølv, kadmium og andre tungmetaller som utvinnes fra dem kan være svært farlige. I bearbeidet fast, flytende og gassform kommer de inn i miljøet.

Hva er jordskorpen laget av?

Sammenlignet med mantelen og kjernen er jordskorpen skjør, seig og tynn. Den består av et relativt lett stoff, som inneholder omtrent 90 naturlige elementer i sammensetningen. De finnes på forskjellige steder i litosfæren og med ulik grad av konsentrasjon.

De viktigste er: oksygen silisium aluminium, jern, kalium, kalsium, natrium magnesium. 98 prosent av jordskorpen består av dem. Inkludert omtrent halvparten er oksygen, mer enn en fjerdedel - silisium. På grunn av deres kombinasjoner dannes det mineraler som diamant, gips, kvarts etc. Flere mineraler kan danne en bergart.

• En ultradyp brønn på Kolahalvøya gjorde det mulig å bli kjent med mineralprøver fra 12 km dyp, hvor det ble funnet steiner nær granitt og skifer.
• Den største tykkelsen på jordskorpen (ca. 70 km) ble avslørt under fjellsystemene. Under de flate områdene er det 30-40 km, og under havet - bare 5-10 km.
• En betydelig del av skorpen danner et eldgammelt øvre lag med lav tetthet, hovedsakelig bestående av granitter og skifer.
• Strukturen til jordskorpen ligner skorpen til mange planeter, inkludert de på månen og deres satellitter.

Et karakteristisk trekk ved jordens utvikling er differensieringen av materie, hvis uttrykk er skallstrukturen til planeten vår. Litosfæren, hydrosfæren, atmosfæren, biosfæren danner de viktigste skjellene på jorden, og varierer i kjemisk sammensetning, kraft og materietilstand.

Jordens indre struktur

Jordens kjemiske sammensetning(Fig. 1) ligner sammensetningen til andre jordiske planeter, som Venus eller Mars.

Generelt dominerer elementer som jern, oksygen, silisium, magnesium og nikkel. Innholdet av lette elementer er lavt. Gjennomsnittlig tetthet av jordens materie er 5,5 g/cm 3 .

Det er svært lite pålitelige data om jordens indre struktur. Tenk på fig. 2. Den skildrer jordens indre struktur. Jorden består av jordskorpen, mantelen og kjernen.

Ris. 1. Jordens kjemiske sammensetning

Ris. 2. Jordens indre struktur

Cellekjernen

Cellekjernen(Fig. 3) ligger i midten av jorden, dens radius er omtrent 3,5 tusen km. Kjernetemperaturen når 10 000 K, det vil si at den er høyere enn temperaturen til de ytre lagene av solen, og dens tetthet er 13 g / cm 3 (sammenlign: vann - 1 g / cm 3). Kjernen består antagelig av legeringer av jern og nikkel.

Jordens ytre kjerne har større kraft enn den indre kjernen (radius 2200 km) og er i flytende (smeltet) tilstand. Den indre kjernen er under enormt press. Stoffene som utgjør den er i fast tilstand.

Mantel

Mantel- Jordens geosfære, som omgir kjernen og utgjør 83 % av volumet til planeten vår (se fig. 3). Dens nedre grense ligger på en dybde på 2900 km. Mantelen er delt inn i en mindre tett og plastisk øvre del (800-900 km), hvorfra magma(oversatt fra gresk betyr "tykk salve"; dette er det smeltede stoffet i jordens indre - en blanding av kjemiske forbindelser og elementer, inkludert gasser, i en spesiell halvflytende tilstand); og en krystallinsk nedre, omtrent 2000 km tykk.

Ris. 3. Jordens struktur: kjerne, mantel og jordskorpen

jordskorpen

Jordskorpen - det ytre skallet av litosfæren (se fig. 3). Dens tetthet er omtrent to ganger mindre enn jordens gjennomsnittlige tetthet - 3 g/cm 3 .

Skiller jordskorpen fra mantelen Mohorovicic grense(det kalles ofte Moho-grensen), preget av en kraftig økning i seismiske bølgehastigheter. Den ble installert i 1909 av en kroatisk vitenskapsmann Andrey Mohorovichich (1857- 1936).

Siden prosessene som skjer i den øverste delen av mantelen påvirker bevegelsen av materie i jordskorpen, er de kombinert under det generelle navnet litosfæren(steinskall). Tykkelsen på litosfæren varierer fra 50 til 200 km.

Under litosfæren er astenosfæren- mindre hardt og mindre viskøst, men mer plastskall med en temperatur på 1200 °C. Den kan krysse Moho-grensen og trenge inn i jordskorpen. Astenosfæren er kilden til vulkanisme. Den inneholder lommer av smeltet magma, som føres inn i jordskorpen eller helles på jordoverflaten.

Sammensetningen og strukturen til jordskorpen

Sammenlignet med mantelen og kjernen er jordskorpen et veldig tynt, hardt og sprøtt lag. Den er sammensatt av et lettere stoff, som for tiden inneholder rundt 90 naturlige kjemiske elementer. Disse elementene er ikke like representert i jordskorpen. Syv grunnstoffer – oksygen, aluminium, jern, kalsium, natrium, kalium og magnesium – står for 98 % av massen til jordskorpen (se figur 5).

Spesielle kombinasjoner av kjemiske elementer danner forskjellige bergarter og mineraler. De eldste av dem er minst 4,5 milliarder år gamle.

Ris. 4. Strukturen til jordskorpen

Ris. 5. Sammensetningen av jordskorpen

Mineral er en relativt homogen i sin sammensetning og egenskaper til en naturlig kropp, dannet både i dypet og på overflaten av litosfæren. Eksempler på mineraler er diamant, kvarts, gips, talkum osv. (Du finner beskrivelse av de fysiske egenskapene til ulike mineraler i vedlegg 2.) Sammensetningen av jordens mineraler er vist i fig. 6.

Ris. 6. Jordens generelle mineralsammensetning

Steiner består av mineraler. De kan være sammensatt av ett eller flere mineraler.

Sedimentære bergarter - leire, kalkstein, kritt, sandstein etc. - dannet ved utfelling av stoffer i vannmiljøet og på land. De ligger i lag. Geologer kaller dem sider av jordens historie, fordi de kan lære om de naturlige forholdene som eksisterte på planeten vår i eldgamle tider.

Blant sedimentære bergarter skilles organogene og uorganiske (detritelle og kjemogene) ut.

Organogen bergarter dannes som et resultat av akkumulering av rester av dyr og planter.

Klassiske bergarter dannes som følge av forvitring, dannelse av ødeleggelsesprodukter av tidligere dannede bergarter ved hjelp av vann, is eller vind (tabell 1).

Tabell 1. Klastiske bergarter avhengig av størrelsen på fragmentene

Kjemogenisk bergarter dannes som et resultat av sedimentering fra vannet i havet og innsjøene av stoffer som er oppløst i dem.

I tykkelsen av jordskorpen dannes det magma magmatiske bergarter(Fig. 7), som granitt og basalt.

Sedimentære og magmatiske bergarter, når de senkes ned til store dyp under påvirkning av trykk og høye temperaturer, gjennomgår betydelige endringer og blir til metamorfe bergarter. Så for eksempel blir kalkstein til marmor, kvartssandstein til kvartsitt.

Tre lag skiller seg ut i strukturen til jordskorpen: sedimentær, "granitt", "basalt".

Sedimentært lag(se fig. 8) dannes hovedsakelig av sedimentære bergarter. Leire og skifer dominerer her, sand, karbonat og vulkanske bergarter er bredt representert. I sedimentærlaget er det avsetninger av slike mineral, som kull, gass, olje. Alle er av organisk opprinnelse. For eksempel er kull et produkt av transformasjonen av planter i antikken. Tykkelsen på det sedimentære laget varierer mye - fra fullstendig fravær i enkelte landområder til 20-25 km i dype forsenkninger.

Ris. 7. Klassifisering av bergarter etter opprinnelse

"Granitt" lag består av metamorfe og magmatiske bergarter som i sine egenskaper ligner granitt. De vanligste her er gneiser, granitter, krystallinske skifer osv. Granittlaget finnes ikke overalt, men på kontinentene, hvor det kommer godt til uttrykk, kan dets maksimale tykkelse nå flere titalls kilometer.

"Basalt" lag dannet av bergarter nær basalter. Dette er metamorfoserte magmatiske bergarter, tettere enn bergartene i "granitt"-laget.

Tykkelsen og den vertikale strukturen til jordskorpen er forskjellig. Det finnes flere typer jordskorpe (fig. 8). I henhold til den enkleste klassifiseringen skilles oseanisk og kontinental skorpe.

Kontinental og oseanisk skorpe er forskjellige i tykkelse. Dermed blir den maksimale tykkelsen på jordskorpen observert under fjellsystemer. Det er ca 70 km. Under slettene er tykkelsen på jordskorpen 30-40 km, og under havene er den tynnest - bare 5-10 km.

Ris. 8. Typer av jordskorpen: 1 - vann; 2 - sedimentært lag; 3 - interbedding av sedimentære bergarter og basalter; 4, basalter og krystallinske ultramafiske bergarter; 5, granitt-metamorft lag; 6 - granulitt-mafisk lag; 7 - normal mantel; 8 - dekomprimert mantel

Forskjellen mellom den kontinentale og oseaniske skorpen når det gjelder steinsammensetning manifesteres i fravær av et granittlag i havskorpen. Ja, og basaltlaget i havskorpen er veldig særegent. Når det gjelder steinsammensetning, skiller den seg fra det analoge laget av kontinentalskorpen.

Grensen mellom land og hav (nullmerke) fikser ikke overgangen av den kontinentale skorpen til den oseaniske. Erstatningen av den kontinentale skorpen med oseanisk skjer i havet omtrent på en dybde på 2450 m.

Ris. 9. Strukturen til den kontinentale og oseaniske skorpen

Det finnes også overgangstyper av jordskorpen - suboseanisk og subkontinental.

Suboceanisk skorpe ligger langs kontinentalskråningene og foten, kan finnes i marginale hav og Middelhavet. Det er en kontinental skorpe som er opptil 15-20 km tykk.

subkontinental skorpe ligger for eksempel på vulkanske øybuer.

Basert på materialer seismisk lyd - seismisk bølgehastighet - vi får data om den dype strukturen til jordskorpen. Den superdype brønnen Kola, som for første gang gjorde det mulig å se steinprøver fra mer enn 12 km dyp, brakte dermed mye uventet. Det ble antatt at på en dybde på 7 km skulle et "basalt"-lag begynne. I virkeligheten ble den imidlertid ikke oppdaget, og gneiser dominerte blant bergartene.

Endring i temperaturen på jordskorpen med dybden. Overflatelaget på jordskorpen har en temperatur bestemt av solvarme. den heliometrisk lag(fra det greske Helio - Solen), opplever sesongmessige temperatursvingninger. Dens gjennomsnittlige tykkelse er omtrent 30 m.

Under er et enda tynnere lag, det karakteristiske trekk er en konstant temperatur som tilsvarer gjennomsnittlig årstemperatur på observasjonsstedet. Dybden av dette laget øker i det kontinentale klimaet.

Enda dypere i jordskorpen skilles det ut et geotermisk lag, hvis temperatur bestemmes av jordens indre varme og øker med dybden.

Økningen i temperatur skjer hovedsakelig på grunn av nedbrytning av radioaktive elementer som utgjør bergartene, først og fremst radium og uran.

Størrelsen på økningen i temperatur av bergarter med dybde kalles geotermisk gradient. Det varierer over et ganske bredt område - fra 0,1 til 0,01 ° C / m - og avhenger av sammensetningen av bergartene, forholdene for deres forekomst og en rekke andre faktorer. Under havene stiger temperaturen raskere med dybden enn på kontinentene. I gjennomsnitt blir det 3 °C varmere for hver 100 m dyp.

Den gjensidige av den geotermiske gradienten kalles geotermisk trinn. Det måles i m/°C.

Varmen fra jordskorpen er en viktig energikilde.

Den delen av jordskorpen som strekker seg til de dypene som er tilgjengelige for geologiske studieformer jordens tarmer. Jordens tarmer krever spesiell beskyttelse og rimelig bruk.