Il calore della terra. la crosta terrestre

Esistono due tipi principali di crosta terrestre: oceanica e continentale. Si distingue anche un tipo transitorio della crosta terrestre.

Crosta oceanica. Lo spessore della crosta oceanica nell'era geologica moderna varia da 5 a 10 km. È costituito dai seguenti tre strati:

• 1) strato sottile superiore di sedimenti marini (spessore non superiore a 1 km);
• 2) strato medio di basalto (spessore da 1,0 a 2,5 km);
• 3) strato inferiore di gabbro (spessore circa 5 km).

Crosta continentale (continentale). La crosta continentale ha una struttura più complessa e uno spessore maggiore rispetto alla crosta oceanica. Il suo spessore è in media di 35-45 km e nei paesi montuosi aumenta fino a 70 km. Anch'esso è costituito da tre strati, ma differisce in modo significativo dall'oceano:

• 1) strato inferiore composto da basalti (spessore circa 20 km);
• 2) lo strato intermedio occupa lo spessore principale della crosta continentale ed è convenzionalmente chiamato granito. È composto principalmente da graniti e gneiss. Questo strato non si estende sotto gli oceani;
• 3) lo strato superiore è sedimentario. Il suo spessore in media è di circa 3 km. In alcune zone lo spessore delle precipitazioni raggiunge i 10 km (ad esempio, nella pianura del Caspio). In alcune zone della Terra non esiste alcuno strato sedimentario e affiora uno strato granitico. Tali aree sono chiamate scudi (ad esempio Scudo Ucraino, Scudo Baltico).

Nei continenti, a seguito dell'erosione delle rocce, si forma una formazione geologica, chiamata crosta alterata.

Lo strato granitico è separato dallo strato basaltico dalla superficie Conrad, sulla quale la velocità delle onde sismiche aumenta da 6,4 a 7,6 km/sec.

Il confine tra la crosta terrestre e il mantello (sia nei continenti che negli oceani) corre lungo la superficie di Mohorovicic (linea Moho). La velocità delle onde sismiche su di esso aumenta bruscamente fino a 8 km/ora.

Oltre alle due tipologie principali – oceanica e continentale – esistono anche aree di tipo misto (di transizione).

Sui banchi o piattaforme continentali, la crosta ha uno spessore di circa 25 km ed è generalmente simile alla crosta continentale. Tuttavia, uno strato di basalto potrebbe cadere. Nell'Asia orientale, nella regione degli archi insulari (Isole Curili, Isole Aleutine, Isole Giapponesi, ecc.), La crosta terrestre è di tipo transitorio. Infine, la crosta delle dorsali medio-oceaniche è molto complessa ed è stata finora poco studiata. Qui non esiste il confine Moho e il materiale del mantello risale lungo le faglie nella crosta e persino sulla sua superficie.

Il concetto di “crosta terrestre” va distinto dal concetto di “litosfera”. Il concetto di "litosfera" è più ampio di quello di "crosta terrestre". Nella litosfera la scienza moderna comprende non solo la crosta terrestre, ma anche il mantello superiore fino all’astenosfera, cioè fino ad una profondità di circa 100 km.

Il concetto di isostasia. Uno studio sulla distribuzione della gravità ha mostrato che tutte le parti della crosta terrestre - continenti, paesi montuosi, pianure - sono in equilibrio sul mantello superiore. Questa posizione di equilibrio è chiamata isostasia (dal latino isoc - pari, stasi - posizione). L'equilibrio isostatico si ottiene grazie al fatto che lo spessore della crosta terrestre è inversamente proporzionale alla sua densità. La crosta oceanica pesante è più sottile della crosta continentale più leggera.

L'isostasia non è, in sostanza, nemmeno un equilibrio, ma un desiderio di equilibrio, continuamente interrotto e ripristinato. Ad esempio, lo Scudo Baltico, dopo lo scioglimento dei ghiacci continentali della glaciazione del Pleistocene, si innalza di circa 1 metro ogni secolo. L'area della Finlandia è in costante aumento a causa dei fondali marini. Il territorio dei Paesi Bassi, al contrario, sta diminuendo. La linea di equilibrio zero attualmente corre leggermente a sud di 60 0 N di latitudine. La moderna San Pietroburgo è circa 1,5 m più alta della San Pietroburgo dell'epoca di Pietro il Grande. Come mostrano i dati della moderna ricerca scientifica, anche la pesantezza delle grandi città è sufficiente per le fluttuazioni isostatiche del territorio sottostante. Di conseguenza, la crosta terrestre nelle aree delle grandi città è molto mobile. In generale, il rilievo della crosta terrestre è un'immagine speculare della superficie di Moho, la base della crosta terrestre: le aree elevate corrispondono a depressioni del mantello, le aree inferiori corrispondono a un livello più elevato del suo confine superiore. Pertanto, sotto il Pamir, la profondità della superficie di Moho è di 65 km, e nella pianura del Caspio è di circa 30 km.

Proprietà termiche della crosta terrestre. Le fluttuazioni giornaliere della temperatura del suolo si estendono fino a una profondità di 1,0-1,5 m, e le fluttuazioni annuali nelle latitudini temperate nei paesi con clima continentale fino a una profondità di 20-30 m. Alla profondità dove si verifica l'influenza delle fluttuazioni annuali della temperatura dovute al riscaldamento del la superficie terrestre vicino al Sole cessa, c'è uno strato di temperatura del suolo costante. Si chiama strato isotermico. Al di sotto dello strato isotermico, nelle profondità della Terra, la temperatura aumenta e ciò è causato dal calore interno delle viscere della terra. Il calore interno non partecipa alla formazione dei climi, ma funge da base energetica per tutti i processi tettonici.

Il numero di gradi di cui aumenta la temperatura ogni 100 m di profondità è chiamato gradiente geotermico. La distanza in metri, diminuita della quale la temperatura aumenta di 1 0 C, è chiamata gradino geotermico. L'entità del gradino geotermico dipende dalla topografia, dalla conduttività termica delle rocce, dalla vicinanza di fonti vulcaniche, dalla circolazione delle acque sotterranee, ecc. In media, il gradino geotermico è di 33 m Nelle aree vulcaniche, il gradino geotermico può essere solo di circa 5 m , e in zone geologicamente tranquille (ad esempio su piattaforme) può raggiungere i 100 m.

LORO. Kapitonov

Il calore nucleare della Terra

Calore terrestre

La terra è un corpo abbastanza caldo ed è una fonte di calore. Si riscalda principalmente a causa della radiazione solare che assorbe. Ma la Terra possiede anche una propria risorsa termica paragonabile al calore che riceve dal Sole. Si ritiene che questa autoenergia della Terra abbia la seguente origine. La Terra è nata circa 4,5 miliardi di anni fa in seguito alla formazione del Sole da un disco protoplanetario di gas e polveri che gli ruotava attorno compattandolo. Nella fase iniziale della sua formazione, la sostanza terrestre era riscaldata a causa della compressione gravitazionale relativamente lenta. Anche l’energia rilasciata quando piccoli corpi cosmici vi cadono addosso ha svolto un ruolo importante nell’equilibrio termico della Terra. Pertanto, la giovane Terra era fusa. Raffreddandosi, è gradualmente arrivato allo stato attuale con una superficie solida, una parte significativa della quale è ricoperta da acque oceaniche e marine. Questo strato esterno duro si chiama la crosta terrestre e in media, sulla terra, il suo spessore è di circa 40 km e sotto le acque oceaniche - 5-10 km. Lo strato più profondo della Terra, chiamato mantello, è costituito anch'esso da materia solida. Si estende ad una profondità di quasi 3000 km e contiene la maggior parte della sostanza terrestre. Infine, la parte più interna della Terra è sua nucleo. Si compone di due strati: esterno e interno. Nucleo esterno si tratta di uno strato di ferro e nichel fusi alla temperatura di 4500-6500 K, spesso 2000-2500 km. Nucleo interno con un raggio di 1000-1500 km, è una lega solida di ferro-nichel riscaldata alla temperatura di 4000-5000 K con una densità di circa 14 g/cm 3, formatasi sotto un'enorme pressione (quasi 4 milioni di bar).
Oltre al calore interno della Terra, che ha ereditato dal primo stadio caldo della sua formazione, e la cui quantità dovrebbe diminuire nel tempo, ce n'è un altro, a lungo termine, associato al decadimento radioattivo dei nuclei con un lungo periodo emivita - principalmente 232 Th, 235 U , 238 U e 40 K. L'energia rilasciata in questi decadimenti - rappresentano quasi il 99% dell'energia radioattiva della Terra - riempie costantemente le riserve termiche della Terra. I nuclei di cui sopra sono contenuti nella crosta e nel mantello. Il loro decadimento porta al riscaldamento sia degli strati esterni che di quelli interni della Terra.
Parte dell'enorme calore contenuto nella Terra viene costantemente rilasciato sulla sua superficie, spesso attraverso processi vulcanici su larga scala. È noto il flusso di calore che scorre dalle profondità della Terra attraverso la sua superficie. È (47±2)·10 12 Watt, che equivale al calore che possono essere generati da 50mila centrali nucleari (la potenza media di una centrale nucleare è di circa 10 9 Watt). Sorge la domanda: l’energia radioattiva gioca un ruolo significativo nel bilancio termico totale della Terra e, in caso affermativo, quale ruolo gioca? La risposta a queste domande è rimasta sconosciuta per molto tempo. Ora ci sono opportunità per rispondere a queste domande. Il ruolo chiave qui spetta ai neutrini (antineutrini), che nascono nei processi di decadimento radioattivo dei nuclei che compongono la materia terrestre e che sono chiamati geoneutrino.

Geoneutrino

Geoneutrinoè il nome combinato dei neutrini o antineutrini, emessi a seguito del decadimento beta dei nuclei situati sotto la superficie terrestre. Ovviamente, grazie alla loro capacità di penetrazione senza precedenti, registrarli (e solo loro) con rilevatori di neutrini a terra può fornire informazioni oggettive sui processi di decadimento radioattivo che avvengono nelle profondità della Terra. Un esempio di tale decadimento è il decadimento β − del nucleo 228 Ra, che è un prodotto del decadimento α del nucleo 232 Th a lunga vita (vedi tabella):

Il tempo di dimezzamento (T 1/2) del nucleo di 228 Ra è di 5,75 anni, l'energia rilasciata è di circa 46 keV. Lo spettro energetico degli antineutrini è continuo con un limite superiore vicino all'energia rilasciata.
I decadimenti dei nuclei 232 Th, 235 U, 238 U sono catene di decadimenti successivi, formanti i cosiddetti serie radioattive. In tali catene, i decadimenti α sono intervallati da decadimenti β, poiché durante i decadimenti α i nuclei finali vengono spostati dalla linea di stabilità β alla regione dei nuclei sovraccarichi di neutroni. Dopo una catena di decadimenti successivi, al termine di ciascuna serie, si formano nuclei stabili con un numero di protoni e neutroni vicino o uguale ai numeri magici (Z = 82,N= 126). Tali nuclei finali sono isotopi stabili del piombo o del bismuto. Pertanto, il decadimento di T 1/2 termina con la formazione di un doppio nucleo magico 208 Pb, e sul percorso 232 Th → 208 Pb si verificano sei decadimenti α, intervallati da quattro decadimenti β − (nel 238 U → 206 Pb catena ci sono otto decadimenti α- e sei β − -; nella catena 235 U → 207 Pb ci sono sette decadimenti α- e quattro β −). Pertanto, lo spettro energetico degli antineutrini di ciascuna serie radioattiva è una sovrapposizione di spettri parziali dei singoli decadimenti β − inclusi in questa serie. Gli spettri degli antineutrini prodotti nei decadimenti di 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K sono mostrati in Fig. 1. Il decadimento di 40 K è un singolo decadimento β − (vedi tabella). Gli antineutrini raggiungono la loro massima energia (fino a 3,26 MeV) nel decadimento
214 Bi → 214 Po, che è un collegamento della serie radioattiva 238 U. L'energia totale rilasciata durante il passaggio di tutti i collegamenti di decadimento della serie 232 Th → 208 Pb è pari a 42,65 MeV. Per le serie radioattive 235 U e 238 U, queste energie sono rispettivamente 46,39 e 51,69 MeV. Energia rilasciata nel decadimento
40 K → 40 Ca, è 1,31 MeV.

Caratteristiche dei nuclei 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K

Nucleo	Condividere % nella miscela isotopi	Numero di core si riferisce Nuclei di Si	T1/2 miliardi di anni	Primi collegamenti disintegrazione
232 giugno	100	0.0335	14.0
235U	0.7204	6.48·10 -5	0.704
238U	99.2742	0.00893	4.47
40K	0.0117	0.440	1.25

Una stima del flusso di geoneutrini, effettuata sulla base del decadimento dei nuclei 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K contenuti nella materia terrestre, porta ad un valore dell'ordine di 10 6 cm -2 sec -1 . Registrando questi geoneutrini è possibile ottenere informazioni sul ruolo del calore radioattivo nell'equilibrio termico complessivo della Terra e testare le nostre idee sul contenuto di radioisotopi a vita lunga nella composizione della materia terrestre.

Riso. 1. Spettri energetici degli antineutrini da decadimento nucleare

232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, normalizzato a un decadimento del nucleo genitore

La reazione viene utilizzata per rilevare gli antineutrini elettronici

P → e + + n, (1)

in cui questa particella è stata effettivamente scoperta. La soglia per questa reazione è 1,8 MeV. Pertanto nella reazione di cui sopra possono essere registrati solo i geoneutrini prodotti in catene di decadimento a partire dai nuclei 232 Th e 238 U. La sezione d'urto effettiva per la reazione in discussione è estremamente piccola: σ ≈ 10 -43 cm2. Ne consegue che un rilevatore di neutrini con un volume sensibile di 1 m 3 registrerà non più di pochi eventi all'anno. Ovviamente, per rilevare in modo affidabile i flussi di geoneutrini, sono necessari rilevatori di neutrini di grandi dimensioni, posizionati in laboratori sotterranei per la massima protezione dallo sfondo. L’idea di utilizzare rilevatori progettati per studiare i neutrini solari e dei reattori per registrare i geoneutrini è nata nel 1998. Attualmente esistono due rivelatori di neutrini di grande volume che utilizzano uno scintillatore liquido e sono adatti a risolvere questo problema. Si tratta di rilevatori di neutrini provenienti dagli esperimenti KamLAND (Giappone) e Borexino (Italia). Di seguito consideriamo il progetto del rivelatore Borexino ed i risultati ottenuti su questo rivelatore per la registrazione dei geoneutrini.

Rivelatore Borexino e registrazione dei geoneutrini

Il rilevatore di neutrini Borexino si trova nell'Italia centrale in un laboratorio sotterraneo sotto la catena montuosa del Gran Sasso, le cui cime montuose raggiungono i 2,9 km di altezza (Fig. 2).

Riso. 2. Layout del laboratorio di neutrini sotto la catena montuosa del Gran Sasso (Italia centrale)

Borexino è un rilevatore massiccio non segmentato il cui mezzo attivo è
280 tonnellate di scintillatore liquido organico. Con esso viene riempito un recipiente sferico di nylon con un diametro di 8,5 m (Fig. 3). Lo scintillatore è pseudocumene (C 9 H 12) con l'additivo di spostamento dello spettro PPO (1,5 g/l). La luce proveniente dallo scintillatore viene raccolta da 2212 tubi fotomoltiplicatori (PMT) da otto pollici posizionati su una sfera di acciaio inossidabile (SSS).

Riso. 3. Schema del rilevatore Borexino

Un recipiente di nylon con pseudocumene è un rivelatore interno il cui compito è quello di registrare i neutrini (antineutrini). Il rilevatore interno è circondato da due zone cuscinetto concentriche che lo proteggono dai raggi gamma e dai neutroni esterni. La zona interna è riempita con un mezzo non scintillante costituito da 900 tonnellate di pseudocumene con additivi dimetilftalato che estinguono la scintillazione. La zona esterna si trova sopra il SNS ed è un rilevatore d'acqua Cherenkov contenente 2000 tonnellate di acqua ultrapura e interrompe i segnali dei muoni che entrano nell'installazione dall'esterno. Per ogni interazione che avviene nel rilevatore interno, vengono determinati l'energia e il tempo. La calibrazione del rilevatore utilizzando varie sorgenti radioattive ha permesso di determinare in modo molto accurato la sua scala di energia e il grado di riproducibilità del segnale luminoso.
Borexino è un rilevatore di elevata purezza di radiazione. Tutti i materiali sono stati sottoposti a una rigorosa selezione e lo scintillatore è stato purificato per ridurre al minimo il fondo interno. Grazie alla sua elevata purezza della radiazione, Borexino è un eccellente rilevatore per la rilevazione degli antineutrini.
Nella reazione (1), un positrone emette un segnale istantaneo, seguito dopo un certo tempo dalla cattura di un neutrone da parte di un nucleo di idrogeno, che porta alla comparsa di un quanto γ con un'energia di 2,22 MeV, creando un segnale ritardato rispetto al primo. A Boreksino, il tempo di cattura dei neutroni è di circa 260 μs. I segnali istantanei e ritardati sono correlati nello spazio e nel tempo, consentendo il riconoscimento preciso dell'evento causato da e.
La soglia per la reazione (1) è 1.806 MeV e, come si può vedere dalla Fig. 1, tutti i geoneutrini prodotti nei decadimenti di 40 K e 235 U sono al di sotto di questa soglia, e solo una parte dei geoneutrini prodotti nei decadimenti di 232 Th e 238 U può essere registrata.
Il rilevatore Borexino ha rilevato per la prima volta segnali di geoneutrini nel 2010 e recentemente sono stati pubblicati nuovi risultati basati su osservazioni effettuate su 2056 giorni tra dicembre 2007 e marzo 2015. Di seguito presentiamo i dati ottenuti e i risultati della loro discussione, basata sull'articolo.
Come risultato dell'analisi dei dati sperimentali, sono stati identificati 77 candidati per gli antineutrini elettronici che hanno superato tutti i criteri di selezione. Lo sfondo degli eventi che simulano e è stato stimato come . Pertanto, il rapporto segnale-fondo era ≈100.
La principale fonte di fondo erano gli antineutrini del reattore. Per Borexino la situazione era abbastanza favorevole, dato che non ci sono reattori nucleari vicino al laboratorio del Gran Sasso. Inoltre, gli antineutrini del reattore sono più energetici rispetto ai geoneutrini, il che ha permesso di separare questi antineutrini dal positrone in base all'ampiezza del segnale. I risultati dell'analisi dei contributi dei geoneutrini e degli antineutrini del reattore al numero totale di eventi registrati da e sono mostrati in Fig. 4. Il numero di geoneutrini registrati ricavato da questa analisi (nella Fig. 4 corrispondono alla zona oscurata) è pari a . Nello spettro dei geoneutrini estratto come risultato dell'analisi sono visibili due gruppi: meno energetico, più intenso e più energetico, meno intenso. Gli autori dello studio descritto associano questi gruppi rispettivamente ai decadimenti del torio e dell'uranio.
L'analisi discussa ha utilizzato il rapporto tra le masse di torio e uranio nella materia terrestre
m(Th)/m(U) = 3,9 (nella tabella questo valore è ≈3,8). Questa cifra riflette il contenuto relativo di questi elementi chimici nelle condriti, il gruppo più comune di meteoriti (più del 90% dei meteoriti caduti sulla Terra appartengono a questo gruppo). Si ritiene che la composizione delle condriti, ad eccezione dei gas leggeri (idrogeno ed elio), ripeta la composizione del sistema solare e del disco protoplanetario da cui si è formata la Terra.

Riso. 4. Spettro della luce emessa dai positroni in unità del numero di fotoelettroni per eventi candidati antineutrini (punti sperimentali). L'area ombreggiata rappresenta il contributo dei geoneutrini. La linea continua rappresenta il contributo degli antineutrini del reattore.

Studiando la crosta terrestre, si è scoperto che la sua struttura è diversa nelle diverse aree. La generalizzazione di una grande quantità di materiale fattuale ha permesso di distinguere due tipi di struttura della crosta terrestre: continentale e oceanica.

Tipo continentale

La tipologia continentale è caratterizzata da uno spessore della crosta molto rilevante e dalla presenza di uno strato granitico. Il confine del mantello superiore qui si trova ad una profondità di 40-50 km o più. Lo spessore degli strati rocciosi sedimentari in alcuni punti raggiunge i 10-15 km, in altri lo spessore può essere del tutto assente. Lo spessore medio delle rocce sedimentarie della crosta continentale è di 5,0 km, lo strato di granito è di circa 17 km (da 10-40 km), lo strato di basalto è di circa 22 km (fino a 30 km).

Come accennato in precedenza, la composizione petrografica dello strato basaltico della crosta continentale è variegata e molto probabilmente è dominata non da basalti, ma da rocce metamorfiche di composizione basica (granuliti, eclogiti, ecc.). Per questo motivo alcuni ricercatori hanno proposto di chiamare questo strato granulite.

Lo spessore della crosta continentale aumenta nell'area delle strutture montuose ripiegate. Ad esempio, nella pianura dell'Europa orientale lo spessore della crosta è di circa 40 km (15 km - strato di granito e più di 20 km - basalto), e nel Pamir - una volta e mezza di più (circa 30 km in totale sono lo spessore delle rocce sedimentarie e dello strato di granito e la stessa quantità dello strato di basalto). La crosta continentale raggiunge uno spessore particolarmente elevato nelle zone montuose situate lungo i bordi dei continenti. Ad esempio, nelle Montagne Rocciose (Nord America) lo spessore della crosta supera notevolmente i 50 km. La crosta terrestre, che costituisce il fondo degli oceani, ha una struttura completamente diversa. Qui lo spessore della crosta diminuisce bruscamente e il materiale del mantello si avvicina alla superficie.

Non esiste uno strato di granito e lo spessore degli strati sedimentari è relativamente piccolo. È presente uno strato superiore di sedimenti non consolidati con densità di 1,5-2 g/cm 3 e spessore di circa 0,5 km, uno strato vulcanico-sedimentario (intercalamento di sedimenti sciolti con basalti) con spessore di 1-2 km ed uno strato strato di basalto, il cui spessore medio è stimato in 5 -6 km. Sul fondo dell'Oceano Pacifico la crosta terrestre ha uno spessore complessivo di 5-6 km; Sul fondo dell'Oceano Atlantico, sotto uno strato sedimentario di 0,5-1,0 km, si trova uno strato di basalto spesso 3-4 km. Si noti che con l'aumentare della profondità dell'oceano, lo spessore della crosta non diminuisce.

Attualmente si distinguono anche tipi di crosta subcontinentali e suboceanici di transizione, corrispondenti al margine sottomarino dei continenti. All'interno della crosta di tipo subcontinentale si riduce molto lo strato di granito, che viene sostituito da uno spessore di sedimenti, e poi verso il fondale oceanico lo spessore dello strato di basalto comincia a diminuire. Lo spessore di questa zona di transizione della crosta terrestre è solitamente di 15-20 km. Il confine tra la crosta oceanica e quella subcontinentale passa all'interno della scarpata continentale nella profondità di 1 -3,5 km.

Tipo oceano

Sebbene la crosta oceanica occupi un'area più ampia della crosta continentale e subcontinentale, a causa del suo piccolo spessore, in essa si concentra solo il 21% del volume della crosta terrestre. Le informazioni sul volume e sulla massa dei diversi tipi di crosta terrestre sono mostrate in Fig. 1.

Fig. 1. Volume, spessore e massa degli orizzonti dei diversi tipi di crosta terrestre

La crosta terrestre si trova sul substrato subcrostale del mantello e costituisce solo lo 0,7% della massa del mantello. In caso di basso spessore crostale (ad esempio sul fondale oceanico), anche la parte più alta del mantello sarà allo stato solido, usuale per le rocce della crosta terrestre. Pertanto, come notato sopra, insieme al concetto di crosta terrestre come un guscio con determinati indicatori di densità e proprietà elastiche, esiste il concetto di litosfera: un guscio di pietra, più spesso della materia solida che ricopre la superficie della Terra.

Strutture dei tipi crostali

I tipi di crosta terrestre differiscono anche nella loro struttura. La crosta oceanica è caratterizzata da una varietà di strutture. Potenti sistemi montuosi - le dorsali oceaniche - si estendono lungo la parte centrale del fondale oceanico. Nella parte assiale, queste creste sono sezionate da valli rift profonde e strette con fianchi ripidi. Queste formazioni rappresentano zone di attività tettonica attiva. Le fosse profonde si trovano lungo gli archi insulari e le strutture montuose ai margini dei continenti. Insieme a queste formazioni ci sono pianure di acque profonde che occupano vaste aree.

La crosta continentale è altrettanto eterogenea. All'interno dei suoi confini si possono distinguere giovani strutture di pieghe montuose, dove lo spessore della crosta nel suo insieme e ciascuno dei suoi orizzonti aumenta notevolmente. Vengono inoltre individuate aree in cui le rocce cristalline dello strato granitico rappresentano antiche aree piegate, livellate in un lungo tempo geologico. Qui lo spessore della crosta è molto minore. Queste vaste aree di crosta continentale sono chiamate piattaforme. All'interno delle piattaforme si distingue tra scudi, zone in cui la fondazione cristallina arriva direttamente in superficie, e lastre, la cui base cristallina è ricoperta da uno spessore di sedimenti disposti orizzontalmente. Un esempio di scudo è il territorio della Finlandia e della Carelia (Scudo Baltico), mentre nella pianura dell'Europa orientale il basamento ripiegato è profondamente depresso e ricoperto da depositi sedimentari. Lo spessore medio delle precipitazioni sulle piattaforme è di circa 1,5 km. Le strutture delle pieghe montuose sono caratterizzate da uno spessore significativamente maggiore di rocce sedimentarie, il cui valore medio è stimato in 10 km. L'accumulo di depositi così spessi è ottenuto mediante un graduale cedimento a lungo termine, cedimento di singole sezioni della crosta continentale, seguito dal loro sollevamento e ripiegamento. Tali aree sono chiamate geosincline. Queste sono le zone più attive della crosta continentale. Circa il 72% della massa totale delle rocce sedimentarie è confinata su di esse, mentre circa il 28% è concentrato sulle piattaforme.

Le manifestazioni di magmatismo su piattaforme e geosincline variano notevolmente. Durante i periodi di subsidenza delle geosincline, il magma di composizione basica e ultrabasica entra lungo faglie profonde. Nel processo di trasformazione di una geosinclinale in una regione ripiegata, avviene la formazione e l'intrusione di enormi masse di magma granitico. Le fasi successive sono caratterizzate da effusioni vulcaniche di lave di composizione intermedia e acida. Sulle piattaforme i processi magmatici sono molto meno accentuati e sono rappresentati principalmente da effusioni di basalti o lave di composizione alcalino-basica. Tra le rocce sedimentarie dei continenti predominano le argille e gli scisti. Sul fondo degli oceani aumenta il contenuto di sedimenti calcarei. Quindi, la crosta terrestre è composta da tre strati. Il suo strato superiore è composto da rocce sedimentarie e prodotti degli agenti atmosferici. Il volume di questo strato è circa il 10% del volume totale della crosta terrestre. La maggior parte della materia si trova nei continenti e nella zona di transizione; all'interno della crosta oceanica, non più del 22% del volume dello strato.

Nel cosiddetto strato granitico le rocce più comuni sono i granitoidi, gli gneiss e gli scisti. Le rocce più basiche rappresentano circa il 10% di questo orizzonte. Questa circostanza si riflette bene nella composizione chimica media dello strato di granito. Confrontando i valori medi della composizione si evidenzia la netta differenza tra questo strato e la sequenza sedimentaria (Fig. 2).

Fig.2. Composizione chimica della crosta terrestre (in percentuale in peso)

La composizione dello strato di basalto nei due principali tipi di crosta terrestre è diversa. Nei continenti, questa sequenza è caratterizzata da una varietà di rocce. Esistono rocce profondamente metamorfizzate e ignee di composizione basica e persino acida. Le rocce basiche costituiscono circa il 70% del volume totale di questo strato. Lo strato basaltico della crosta oceanica è molto più omogeneo. Il tipo di rocce predominante sono i cosiddetti basalti tholeiitici, che differiscono dai basalti continentali per il loro basso contenuto di potassio, rubidio, stronzio, bario, uranio, torio, zirconio e per l'elevato rapporto Na/K. Ciò è dovuto alla minore intensità dei processi di differenziazione durante la loro fusione dal mantello. Le rocce ultrabasiche del mantello superiore emergono nelle fratture profonde del reef. La prevalenza delle rocce nella crosta terrestre, raggruppate per determinare il rapporto tra volume e massa, è mostrata in Fig. 3.

Fig.3. Presenza di rocce nella crosta terrestre

Formazione della crosta terrestre

La crosta continentale è costituita da rocce cristalline di strati geofisici di basalto e granito (rispettivamente 59,2% e 29,8% del volume totale della crosta terrestre), ricoperte da un guscio sedimentario (stratisfera). L'area dei continenti e delle isole è di 149 milioni di km 2. Il guscio sedimentario copre 119 milioni di km 2, ovvero 80% della superficie totale, incuneata verso gli antichi scudi della piattaforma. È composto prevalentemente da rocce sedimentarie e vulcanogeniche del tardo Proterozoico e del Fanerozoico, sebbene contenga anche in piccole quantità sedimenti di protopiattaforme più antichi del Medio e del Proterozoico inferiore debolmente metamorfosati. Le aree affioranti delle rocce sedimentarie diminuiscono con l'aumentare dell'età, mentre aumentano quelle delle rocce cristalline.

Il guscio sedimentario della crosta terrestre degli oceani, che occupa il 58% della superficie totale della Terra, poggia su uno strato di basalto. L'età dei suoi depositi, secondo i dati di perforazione in acque profonde, copre l'intervallo di tempo dal Giurassico superiore al periodo Quaternario compreso. Lo spessore medio del guscio sedimentario della Terra è stimato in 2,2 km, che corrisponde a 1/3000 del raggio del pianeta. Il volume totale delle sue formazioni costituenti è di circa 1100 milioni di km 3, ovvero il 10,9% del volume totale della crosta terrestre e lo 0,1% del volume totale della Terra. Il volume totale dei sedimenti oceanici è stimato a 280 milioni di km3. Lo spessore medio della crosta terrestre è stimato a 37,9 km, ovvero lo 0,94% del volume totale della Terra. Le rocce vulcaniche rappresentano il 4,4% sulle piattaforme e il 19,4% nelle aree piegate del volume totale del guscio sedimentario. Nelle aree delle piattaforme e soprattutto negli oceani, le coperture basaltiche sono diffuse, occupando più di due terzi della superficie terrestre.

La crosta terrestre, l'atmosfera e l'idrosfera terrestre si sono formate a seguito della differenziazione geochimica del nostro pianeta, accompagnata dalla fusione e dal degassamento della materia profonda. La formazione della crosta terrestre è causata dall'interazione di fattori endogeni (magmatici, fluido-energetici) ed esogeni (alterazione fisica e chimica, distruzione, decomposizione delle rocce, sedimentazione terrigena intensiva). La sistematica isotopica delle rocce ignee è di grande importanza, poiché è il magmatismo che trasporta informazioni sul tempo geologico e sulla specificità materiale dei processi tettonici superficiali e del mantello profondo responsabili della formazione di oceani e continenti e riflette le caratteristiche più importanti dei processi di trasformazione della sostanza profonda della Terra nella crosta terrestre. La più ragionevole è considerata la formazione sequenziale della crosta oceanica dovuta al mantello impoverito, che nelle zone di interazione convergente delle placche forma la crosta transitoria degli archi insulari, e quest'ultima, dopo una serie di trasformazioni strutturali e materiali, si trasforma nella crosta continentale.

LEZIONE 5. COMPOSIZIONE DELL'AMBIENTE GEOGRAFICO

La formazione della sostanza stessa della terra ebbe inizio con formazioni vulcanogeniche, rappresentate da lave, emissioni di ceneri calde e nubi di gas, nonché con manifestazioni concomitanti di degassamento del sottosuolo. Il materiale vulcanico è entrato nella superficie della peridotite della Terra e nell'atmosfera residua, una reliquia della nuvola o nebulosa originale. A quel tempo non c’erano corpi idrici e la Terra non era il pianeta degli oceani che è oggi. La formazione della conchiglia geografica pare abbia avuto inizio dalla sua base litogenica, sulla quale cominciarono a “fare affidamento” le masse di aria e acqua. La divisione temporale della formazione delle singole sfere del pianeta è condizionata, poiché quasi tutto è avvenuto quasi contemporaneamente, ma con ritmi diversi di consolidamento del nuovo materiale.

Struttura interna della Terra comprende tre gusci: crosta terrestre, mantello e nucleo. La struttura del guscio della Terra è stata stabilita mediante metodi di telerilevamento basati sulla misurazione della velocità di propagazione delle onde sismiche, che hanno due componenti: onde longitudinali e trasversali. Onde longitudinali (P). associati a sforzi di trazione (o compressione) orientati nella direzione della loro propagazione. Trasversale (S) onde provocano vibrazioni del mezzo orientate perpendicolarmente alla direzione della loro propagazione. Queste onde non si propagano in un mezzo liquido.

la crosta terrestre - un guscio pietroso composto da una sostanza solida con un eccesso di silice, alcali, acqua e una quantità insufficiente di magnesio e ferro. Si separa dal mantello superiore Confine di Mohorovicic(Strato di Moho), in corrispondenza del quale si verifica un salto nella velocità delle onde sismiche longitudinali fino a circa 8 km/s. Questo confine, stabilito nel 1909 dallo scienziato jugoslavo A. Mohorovicic, si ritiene coincida con il guscio di peridotite esterno dello mantello superiore. Lo spessore della crosta terrestre (1% della massa totale della Terra) è in media di 35 km: sotto le giovani montagne ripiegate sui continenti aumenta fino a 80 km, e sotto le dorsali oceaniche diminuisce a 6 - 7 km (contando dalla superficie del fondale marino).

Mantello è il guscio più grande della Terra in termini di volume e peso, estendendosi dalla base della crosta terrestre fino Confini di Gutenberg, corrispondente ad una profondità di circa 2900 km e preso come limite inferiore del mantello. Il mantello è diviso in inferiore(50% della massa terrestre) e superiore(18%) Secondo i concetti moderni, la composizione del mantello è abbastanza omogenea a causa dell'intensa miscelazione convettiva da parte dei flussi intramantelli. Non ci sono quasi dati diretti sulla composizione materiale del mantello. Si presuppone che sia composto da una massa fusa di silicato saturata di gas. Le velocità di propagazione delle onde longitudinali e trasversali nel mantello inferiore aumentano rispettivamente a 13 e 7 km/s. Viene chiamato il mantello superiore da una profondità di 50-80 km (sotto gli oceani) e di 200-300 km (sotto i continenti) a 660-670 km astenosfera. Questo è uno strato di maggiore plasticità di una sostanza vicino al punto di fusione.

Nucleo è uno sferoide con un raggio medio di circa 3500 km. Inoltre non ci sono informazioni dirette sulla composizione del nucleo. È noto che è il guscio più denso della Terra. Il nucleo è inoltre diviso in due sfere: esterno, ad una profondità di 5150 km, allo stato liquido, e interno - solido. Nel nucleo esterno, la velocità di propagazione delle onde longitudinali scende a 8 km/s, e le onde trasversali non si propagano affatto, il che è considerato una prova del suo stato liquido. Al di sotto dei 5150 km la velocità di propagazione delle onde longitudinali aumenta e passano nuovamente le onde trasversali. Il nucleo interno rappresenta il 2% della massa terrestre, mentre il nucleo esterno rappresenta il 29%.

Si forma il guscio "solido" esterno della Terra, compresa la crosta terrestre e la parte superiore del mantello litosfera. Il suo spessore è di 50-200 km.

La litosfera e i sottostanti strati in movimento dell'astenosfera, dove solitamente hanno origine e si realizzano movimenti intraterrestri di natura tettonica e dove spesso si trovano sorgenti di terremoti e magma fuso, sono chiamati tettonosfera.

Composizione della crosta terrestre. Gli elementi chimici nella crosta terrestre formano composti naturali - minerali, sostanze solitamente solide che hanno determinate proprietà fisiche. La crosta terrestre contiene più di 3.000 minerali, tra cui circa 50 minerali che formano le rocce.

Si formano regolari combinazioni naturali di minerali rocce. La crosta terrestre è composta da rocce di diversa composizione e origine. In base alla loro origine le rocce si dividono in ignee, sedimentarie e metamorfiche.

Rocce ignee si formano a causa della solidificazione del magma. Se ciò avviene nello spessore della crosta terrestre, allora invadente rocce cristallizzate e quando il magma erutta in superficie, creano effusivo formazione scolastica. In base al contenuto di silice (SiO 2), si distinguono i seguenti gruppi di rocce ignee: acido(> 65% - graniti, lipariti, ecc.), media(65-53% - sieniti, andesiti, ecc.), di base(52-45% - gabbro, basalti, ecc.) e ultrabasico(<45% - перидотиты, дуниты и др.).

Rocce sedimentarie si formano sulla superficie terrestre a causa della deposizione di materiale in diversi modi. Alcuni di essi si formano a seguito della distruzione delle rocce. Questo clastico, O plastica, rocce. La dimensione dei frammenti varia da massi e ciottoli a particelle polverose, il che rende possibile distinguere tra loro rocce di diversa composizione granulometrica: massi, ciottoli, conglomerati, sabbie, arenarie, ecc. Rocce organogeniche vengono creati con la partecipazione di organismi (calcari, carboni, gesso, ecc.). Occupano un posto significativo chemogenico rocce associate alla precipitazione di una sostanza dalla soluzione in determinate condizioni.

Rocce metamorfiche si formano a seguito di cambiamenti nelle rocce ignee e sedimentarie sotto l'influenza di alte temperature e pressioni nelle viscere della Terra. Questi includono gneiss, scisti cristallini, marmo, ecc.

Circa il 90% del volume della crosta terrestre è costituito da rocce cristalline di origine ignea e metamorfica. Per l'involucro geografico, uno strato relativamente sottile e discontinuo di rocce sedimentarie (stratisfera), che è in diretto contatto con le diverse componenti dell'involucro geografico, gioca un ruolo importante. Lo spessore medio delle rocce sedimentarie è di circa 2,2 km, lo spessore effettivo varia da 10-14 km nelle fosse a 0,5-1 km sul fondo dell'oceano. Secondo la ricerca di A.B. Ronov, le più comuni tra le rocce sedimentarie sono argille e scisti (50%), sabbie e arenarie (23,6%) e formazioni di carbonato (23,5%). Un ruolo importante nella composizione della superficie terrestre è giocato da argille loess e simili a loess di regioni non glaciali, strati indistinti di morene di regioni glaciali e accumuli intrazonali di formazioni di ghiaia e sabbia di origine idrica.

La struttura della crosta terrestre. In base alla loro struttura e spessore (Fig. 5.1), si distinguono due tipi principali di crosta terrestre: continentale e oceanica, le differenze nella loro composizione chimica possono essere viste dalla tabella. 5.1.

crosta continentaleè costituito da strati sedimentari, granitici e basaltici. Quest'ultimo è evidenziato condizionatamente perché le velocità delle onde sismiche sono uguali alle velocità dei basalti. Lo strato granitico è costituito da rocce arricchite in silicio e alluminio (SIAL), le rocce dello strato basaltico sono arricchite in silicio e magnesio (SIAM). Il contatto tra uno strato di granito con densità media di roccia di circa 2,7 g/cm 3 ed uno strato di basalto con densità media di circa 3 g/cm 3 è noto come confine di Conrad (dal nome dell'esploratore tedesco W. Conrad, che lo scoprì nel 1923). crosta oceanica due strati. La sua massa è composta da basalti, sui quali giace un sottile strato sedimentario. Lo spessore dei basalti supera i 10 km; nelle parti superiori sono stabili in modo affidabile interstrati di rocce sedimentarie del tardo Mesozoico. Lo spessore della copertura sedimentaria, di regola, non supera 1-1,5 km.

Riso. 5.1. Struttura della crosta terrestre: 1 - strato di basalto; 2 - strato di granito; 3 - stratisfera e crosta alterata; 4 - basalti dei fondali oceanici; 5 - aree a bassa biomassa; 6 - aree ad alta biomassa; 7 - acque oceaniche; 8 - mare ghiacciato; 9 - faglie profonde delle pendici continentali

Lo strato di basalto sui continenti e sul fondale oceanico è fondamentalmente diverso. Nei continenti si tratta di formazioni di contatto tra il mantello e le rocce terrestri più antiche, come la crosta primaria del pianeta, sorte prima o all'inizio del suo sviluppo autonomo (forse prova dello stadio “lunare” dell'evoluzione della Terra) . Negli oceani si tratta di vere e proprie formazioni basaltiche, prevalentemente di età mesozoica, sorte a causa di effluenti sottomarini durante il movimento delle placche litosferiche. L'età del primo dovrebbe essere di diversi miliardi di anni, la seconda non più di 200 milioni di anni.

Tabella 5.1. Composizione chimica della crosta continentale e oceanica

In alcuni posti si osserva tipo transitorio la crosta terrestre, caratterizzata da una significativa eterogeneità spaziale. È conosciuto nei mari marginali dell'Asia orientale (dal Mare di Bering alla Cina meridionale), nell'Arcipelago della Sonda e in alcune altre aree del globo.

La presenza di diversi tipi di crosta terrestre è dovuta alle differenze nello sviluppo delle singole parti del pianeta e alla loro età. Questo problema è estremamente interessante ed importante dal punto di vista della ricostruzione dell'involucro geografico. In precedenza si presumeva che la crosta oceanica fosse primaria e che la crosta continentale fosse secondaria, sebbene sia più vecchia di molti miliardi di anni. Secondo le idee moderne, la crosta oceanica si è formata a causa dell'intrusione di magma lungo le faglie tra i continenti.

Elementi strutturali della crosta terrestre. La crosta terrestre si è formata in almeno 4 miliardi di anni, durante i quali è diventata più complessa. sotto l'influenza di processi endogeni (principalmente sotto l'influenza di movimenti tettonici) ed esogeni (agenti atmosferici, ecc.). Manifestandosi con intensità e tempi diversi, i movimenti tettonici hanno formato le strutture della crosta terrestre, che formano sollievo pianeti.

Si chiamano grandi morfologie morfostrutture(ad esempio catene montuose, altipiani). Si formano forme di rilievo relativamente piccole morfosculture(ad esempio, carsico).

Le principali strutture planetarie della Terra - continenti E oceani. IN all'interno dei continenti ci sono grandi strutture del secondo ordine - cinture pieghettate E piattaforme, che sono chiaramente espressi in rilievo moderno.

Piattaforme - si tratta di tratti tettonicamente stabili della crosta terrestre, solitamente a struttura a due livelli: quello inferiore, formato da rocce antichissime, è detto fondazione, superiore, composto prevalentemente da rocce sedimentarie di età successiva - copertura sedimentaria. L'età delle piattaforme è stimata dal momento della formazione della fondazione. Vengono chiamate aree di piattaforme in cui la fondazione è sommersa dalla copertura sedimentaria lastre(ad esempio, stufa russa). Vengono chiamati luoghi in cui le rocce di fondazione della piattaforma emergono sulla superficie diurna scudi(ad esempio, lo Scudo Baltico).

Sul fondo degli oceani ci sono aree tettonicamente stabili - Talassocratoni e fasce mobili tettonicamente attive - georift. Queste ultime corrispondono spazialmente alle dorsali medio-oceaniche con alternanza di sollevamenti (sotto forma di montagne sottomarine) e subsidenza (sotto forma di depressioni e fosse profonde). Insieme alle manifestazioni vulcaniche e ai sollevamenti locali del fondale oceanico, le geosincline oceaniche creano strutture specifiche di archi insulari e arcipelaghi, espressi sui margini settentrionali e occidentali dell'Oceano Pacifico.

Le zone di contatto tra continenti e oceani si dividono in due tipologie: attivo E passivo. I primi sono centri di forti terremoti, vulcanismo attivo e una portata significativa di movimenti tettonici. Questi ultimi sono un esempio del graduale cambiamento dei continenti attraverso le piattaforme e le pendici continentali fino al fondo dell'oceano.

Dinamica della litosfera. Le idee sul meccanismo di formazione delle strutture terrene sono sviluppate da scienziati di varie direzioni, che possono essere combinati in due gruppi. Rappresentanti Fxismo basato sull'affermazione sulla posizione fissa dei continenti sulla superficie della Terra e sulla predominanza dei movimenti verticali nelle deformazioni tettoniche degli strati della crosta terrestre. Sostenitori mobilismo il ruolo primario è dato ai movimenti orizzontali. Le idee principali del mobilismo furono formulate da A. Wegener (1880-1930) come Ipotesi della deriva dei continenti. Nuovi dati ottenuti nella seconda metà del XX secolo hanno permesso di sviluppare questa direzione in una teoria moderna neomobilismo, spiegare la dinamica dei processi nella crosta terrestre mediante la deriva di grandi placche litosferiche.

Secondo la moderna struttura della crosta terrestre, nelle parti centrali degli oceani i confini delle placche litosferiche sono dorsali medio-oceaniche con zone di frattura (faglia) lungo i loro assi. Lungo la periferia degli oceani, nelle zone di transizione tra i continenti e il fondo del bacino oceanico, cinture mobili geosinclinali con archi di isole vulcaniche piegate e fosse di acque profonde lungo i margini esterni. Esistono tre opzioni per l'interazione delle placche litosferiche: discrepanza, o diffusione; collisione, accompagnati, a seconda del tipo di placche in contatto, da subduzione, eduzione o collisione; orizzontale scontrino un piatto rispetto ad un altro. Per quanto riguarda il problema dell'origine degli oceani e dei continenti, va notato che attualmente viene spesso risolto riconoscendo la frammentazione della crosta terrestre in una serie di placche, il cui movimento ha causato la formazione di enormi depressioni occupate dagli oceani acque.

Formazione dell'aspetto moderno della Terra. IN Nel corso della storia della Terra, la posizione e la configurazione dei continenti e degli oceani è cambiata costantemente. Secondo i dati geologici, i continenti della Terra si sono uniti quattro volte. La ricostruzione delle fasi della loro formazione negli ultimi 570 milioni di anni (nel Fanerozoico) indica l'esistenza dell'ultimo supercontinente - Pangea con una crosta continentale abbastanza spessa, fino a 30-35 km, formatasi 250 milioni di anni fa, che si è frantumata in Gondwana, occupando la parte meridionale del globo, e Laurasia, unendo i continenti settentrionali. Il crollo della Pangea portò all'apertura dello spazio acquatico, inizialmente nella forma paleo-Pacifico oceano e oceano Teti, e più tardi (65 milioni di anni fa) - gli oceani moderni. Ora stiamo osservando i continenti allontanarsi. È difficile immaginare quale sarà la dislocazione dei continenti e degli oceani moderni in futuro. Secondo S.V. Aplonov, è possibile che si uniscano in un quinto supercontinente, il cui centro sarà l'Eurasia. Il vicepresidente Trubitsyn ritiene che tra un miliardo di anni i continenti potranno nuovamente riunirsi al Polo Sud.

Atmosfera - Questo è il guscio gassoso esterno della Terra. Il limite inferiore dell'atmosfera è la superficie terrestre. Il confine superiore passa ad un'altitudine di 3000 km, dove la densità dell'aria diventa uguale alla densità della materia nello Spazio.

L'aria dell'atmosfera è trattenuta vicino alla superficie terrestre dalla forza di gravità. Il peso totale dell'atmosfera è 5.13610 15 t (secondo altre fonti - 5.910 15 t), che corrisponde al peso di uno strato d'acqua di 10 m distribuito uniformemente sulla Terra o di uno strato di mercurio spesso 76 cm Il peso della colonna d'aria sovrastante determina il valore della pressione atmosferica, che sulla superficie terrestre è in media di 760 mm Hg. Art., o 1 atm (1013 hPa, o 1013 mbar).

La densità dell'aria al livello del mare ad una temperatura di 15°C è in media di 1,2255 kg/m3, ovvero 0,0012 g/cm3, ad un'altitudine di 5 km - 0,735 kg/cm3, 10 km - 0,411 kg/cm3, 20 km - 0,087kg/cm3. A 300 km di altitudine la densità dell'aria è già 100 miliardi di volte inferiore a quella della superficie terrestre.

Composizione dell'atmosfera. L'atmosfera è costituita da componenti costanti e variabili (Tabella 5.2). A permanente includere azoto (78% in volume), ossigeno(21%) e gas inerti(0,93%) La costanza della quantità di componenti attivi di azoto e ossigeno è determinata dall'equilibrio tra i processi di rilascio di ossigeno libero e azoto (principalmente da parte degli organismi viventi) e il loro assorbimento durante le reazioni chimiche. I gas nobili non partecipano alle reazioni che avvengono nell'atmosfera. Variabili i componenti sono anidride carbonica, vapore acqueo, ozono, aerosol.

Tabella 5.2. Composizione atmosferica

vapore acqueo blocca fino al 60% della radiazione termica del pianeta. Il vapore acqueo svolge anche un’altra importante funzione, per cui viene definito il “combustibile principale” dei processi atmosferici. Quando l'umidità evapora (ed è così che l'atmosfera viene riempita di vapore acqueo), una parte significativa dell'energia (circa 2500 J) va in forma aperta e viene quindi rilasciata durante la condensazione. Ciò di solito si verifica ad altezze di copertura nuvolosa. Come risultato di tali transizioni di fase, una grande quantità di energia si sposta all’interno dell’involucro geografico, “alimentando” diversi processi atmosferici, in particolare i cicloni tropicali.

Il vapore acqueo e l'anidride carbonica fungono da filtri atmosferici naturali che bloccano la radiazione termica a onde lunghe proveniente dalla superficie terrestre. Grazie a questo c'è Effetto serra, che determina l'aumento complessivo della temperatura della superficie terrestre di 38°C (il suo valore medio è +15°C anziché -23°C).

Particelle di aerosol- Si tratta di polveri minerali e vulcaniche sospese, prodotti della combustione (fumi), cristalli di sali marini, spore e pollini e microrganismi. Il contenuto di aerosol determina il livello di trasparenza dell'atmosfera. A causa delle attività antropiche attive, il contenuto di polvere nell'atmosfera è aumentato. Come mostrano gli esperimenti, quando c'è molta polvere, la quantità di radiazione solare che raggiunge la Terra può diminuire, il che porta a cambiamenti nel tempo e nel clima del pianeta. Gli aerosol più grandi sono nuclei di condensazione- favorire la trasformazione del vapore acqueo in goccioline d'acqua (nuvole).

Struttura verticale dell'atmosfera. L'atmosfera è divisa in cinque gusci.

Viene chiamata la parte inferiore dell'atmosfera direttamente adiacente alla superficie terrestre troposfera. Si estende sopra i poli fino ad un'altezza di 8 km, alle latitudini temperate - fino a 10-11 km, sopra l'equatore - fino a 16-17 km. Qui è concentrato circa l'80% della massa totale dell'atmosfera. La diminuzione osservata della temperatura in questo strato (in media 0,6 ° C per 100 m) è associata all'espansione dell'aria sotto l'influenza di una diminuzione della pressione esterna con l'altezza, nonché al trasferimento di calore dalla superficie terrestre. Con una temperatura media annuale dell'aria su tutta la Terra di +15°C al livello del mare, al limite superiore della troposfera scende a -56°C. La diminuzione della temperatura dell'aria, così come di altre grandezze meteorologiche, non è sempre mantenuta e in alcuni casi si discosta dalla norma, formando inversioni. Questi ultimi sono determinati da ragioni geografiche locali.

Le proprietà fisiche dell'aria della troposfera sono in gran parte determinate dalla natura della sua interazione con la superficie sottostante. A causa del continuo mescolamento dell'aria, la sua composizione in tutto lo spessore della troposfera è costante. La troposfera contiene la maggior parte dell'umidità atmosferica.

Vicino al limite superiore della troposfera c'è uno strato di transizione - tropopausa di circa 1 km di spessore. Le correnti d'aria verticali non salgono al di sopra della tropopausa, a causa delle differenze nel suo riscaldamento e inumidimento dalla superficie terrestre (convezione atmosferica).

Al di sopra della troposfera, fino a circa 50 km, si trova stratosfera. In precedenza si considerava uno strato isotermico con una temperatura media di -56°C. Tuttavia, nuovi dati hanno dimostrato che l'isoterma si osserva solo nella sua parte inferiore, fino a circa 20 km, e al limite superiore la temperatura sale fino a 0 ° C. La stratosfera è coperta da una potente circolazione orizzontale con elementi di movimenti verticali, che contribuisce alla miscelazione attiva dell'aria. L'inquinamento antropogenico è praticamente escluso, ma qui penetrano prodotti di intense emissioni vulcaniche, che persistono per un periodo piuttosto lungo e influenzano le radiazioni cosmiche, compresa la radiazione solare.

Una caratteristica della stratosfera è strato di ozono, alla cui formazione prende parte il seguente meccanismo fisico-chimico. Poiché l'atmosfera trasmette selettivamente la radiazione elettromagnetica del Sole, la radiazione solare è distribuita in modo non uniforme sulla superficie terrestre. L'ossigeno nell'aria interagisce con la radiazione ultravioletta (UV) a onde corte e quando la molecola di ossigeno O2 assorbe la luce UV con energia sufficiente, si disintegra:

O2 + luce UV → O + O

L'ossigeno atomico è molto attivo e attacca una molecola di ossigeno per formare una molecola di ozono:

ossigeno atomico (O) + ossigeno molecolare (O 2) → ozono (O 3)

Ciò avviene solitamente ad un'altitudine di circa 25-28 km dalla superficie terrestre, dove si forma lo strato di ozono. L'ozono assorbe fortemente i raggi ultravioletti, che sono dannosi per gli organismi viventi.

Sopra la stratosfera si trova ad un'altitudine di 80-90 km mesosfera. La temperatura in questo strato scende nuovamente e raggiunge i -107°C. Ad un'altitudine di 75-90 km si osservano “nuvole nottilucenti” costituite da cristalli di ghiaccio.

Fino ad un'altitudine di circa 800-1000 km c'è termosfera. Qui la temperatura dell'aria sale nuovamente fino a 220°C a 150 Km di altitudine e a 1500°C a 600 Km di altitudine.L'aria della termosfera è costituita principalmente da azoto e ossigeno, ma sopra i 90-100 km onde corte di radiazione solare causano la scomposizione delle molecole di O 2 in atomi e qui predomina l'ossigeno atomico. Al di sopra dei 325 km, anche l'azoto si dissocia. Il rapporto tra azoto e ossigeno, caratteristico degli strati inferiori dell'atmosfera (78 e 21%), cambia a 200 km di altitudine ed è rispettivamente del 45 e 55%. Sotto l'influenza dei raggi ultravioletti e cosmici, le particelle d'aria nella termosfera si caricano elettricamente, il che è responsabile della comparsa delle aurore. La termosfera assorbe i raggi X provenienti dalla corona solare e facilita la propagazione delle onde radio.

Sopra i 1000 km si trova esosfera. La velocità di movimento degli atomi e delle molecole dei gas qui raggiunge la terza velocità cosmica (11,2 km/s), che consente loro di superare la gravità e disperdersi nello spazio.

Le principali caratteristiche della circolazione dell'aria nella troposfera. La circolazione dell'aria è causata dalla distribuzione non uniforme della pressione atmosferica vicino alla superficie terrestre, che si traduce in sistemi venti - movimento direzionale dell'aria da un'area ad alta pressione a un'area a bassa.Campo di pressione composto da varie masse d'aria, è costituito da sistemi di pressione separati, tra i quali ci sonocicloni (area di bassa pressione al centro e aria che si muove in senso antiorario) eanticicloni (zona di alta pressione al centro e movimento dell'aria in senso orario), baricodepressioni e creste Eselle. Distinguerepermanente i centri di azione atmosferica sono aree di alta o bassa pressione che esistono tutto l'anno o in una determinata stagione (basse islandesi e aleutine, massime delle Azzorre, hawaiane, siberiane). Si manifestano il trasporto predominante delle masse d'aria e la loro dinamica alisei, monsoni, brezze circolazioni, nella formazione e migrazione di corpi quasi-stazionarifronti aerei sulla superficie della Terra (eszona di convergenza intertropicale) Di particolare interesse sonocicloni tropicali, chiamato nell'Oceano Atlanticouragani, nel Pacifico -tifoni che interferiscono in modo significativo con la vita quotidiana dei residenti di molti paesi costieri dell’America Centrale, del Sud-Est asiatico e di altre regioni. I parametri principali dei sistemi di pressione sono traiettoria, velocità di movimento, raggio d'azione, pressione atmosferica al centro della formazione. I cicloni in movimento influenzano la superficie sottostante, interrompendo la normale distribuzione delle quantità idrometeorologiche, provocando tempeste sulla terra e sul mare.