Ciepło ziemi. skorupa Ziemska

Istnieją dwa główne typy skorupy ziemskiej: oceaniczna i kontynentalna. Wyróżnia się także przejściowy typ skorupy ziemskiej.

Skorupa oceaniczna. Grubość skorupy oceanicznej we współczesnej epoce geologicznej waha się od 5 do 10 km. Składa się z trzech następujących warstw:

• 1) górna cienka warstwa osadów morskich (miąższość nie większa niż 1 km);
• 2) środkowa warstwa bazaltu (miąższość od 1,0 do 2,5 km);
• 3) dolna warstwa gabro (grubość około 5 km).

Skorupa kontynentalna (kontynentalna). Skorupa kontynentalna ma bardziej złożoną strukturę i większą grubość niż skorupa oceaniczna. Jego miąższość wynosi średnio 35-45 km, a w krajach górskich wzrasta do 70 km. Składa się również z trzech warstw, ale znacznie różni się od oceanu:

• 1) dolna warstwa zbudowana z bazaltów (miąższość ok. 20 km);
• 2) warstwa środkowa zajmuje główną grubość skorupy kontynentalnej i jest umownie nazywana granitem. Zbudowana jest głównie z granitów i gnejsów. Warstwa ta nie rozciąga się pod oceanami;
• 3) górna warstwa jest osadowa. Jego miąższość wynosi średnio około 3 km. W niektórych obszarach grubość opadów sięga 10 km (na przykład na nizinie kaspijskiej). W niektórych obszarach Ziemi w ogóle nie ma warstwy osadowej, a na powierzchnię wypływa warstwa granitu. Takie obszary nazywane są tarczami (na przykład Tarcza Ukraińska, Tarcza Bałtycka).

Na kontynentach w wyniku wietrzenia skał powstaje formacja geologiczna zwana skorupą wietrzejącą.

Warstwa granitu oddzielona jest od warstwy bazaltu powierzchnią Conrada, na której prędkość fal sejsmicznych wzrasta z 6,4 do 7,6 km/s.

Granica pomiędzy skorupą ziemską a płaszczem (zarówno na kontynentach, jak i na oceanach) biegnie wzdłuż powierzchni Mohorovicic (linia Moho). Prędkość fal sejsmicznych na nim gwałtownie wzrasta do 8 km/h.

Oprócz dwóch głównych typów - oceanicznego i kontynentalnego - istnieją również obszary typu mieszanego (przejściowego).

Na mieliznach lub szelfach kontynentalnych skorupa ma grubość około 25 km i jest ogólnie podobna do skorupy kontynentalnej. Może jednak spaść warstwa bazaltu. W Azji Wschodniej, w rejonie łuków wysp (Wyspy Kurylskie, Aleuty, Wyspy Japońskie itp.), Skorupa ziemska ma charakter przejściowy. Wreszcie skorupa grzbietów śródoceanicznych jest bardzo złożona i jak dotąd mało zbadana. Nie ma tu granicy Moho, a materiał płaszcza wznosi się wzdłuż uskoków do skorupy, a nawet na jej powierzchnię.

Pojęcie „skorupy ziemskiej” należy odróżnić od pojęcia „litosfery”. Pojęcie „litosfery” jest szersze niż „skorupa ziemska”. W litosferze współczesna nauka obejmuje nie tylko skorupę ziemską, ale także najwyższy płaszcz astenosfery, czyli do głębokości około 100 km.

Pojęcie izostazy. Badanie rozkładu grawitacji wykazało, że wszystkie części skorupy ziemskiej - kontynenty, kraje górzyste, równiny - są zrównoważone na górnym płaszczu. Ta zrównoważona pozycja nazywa się izostazą (od łacińskiego isoc – parzysty, stasis – pozycja). Równowagę izostatyczną osiąga się dzięki temu, że grubość skorupy ziemskiej jest odwrotnie proporcjonalna do jej gęstości. Ciężka skorupa oceaniczna jest cieńsza niż lżejsza skorupa kontynentalna.

Isostazja w istocie nie jest nawet równowagą, ale pragnieniem równowagi, stale zakłócanej i przywracanej na nowo. Na przykład Tarcza Bałtycka po stopieniu się lodu kontynentalnego zlodowacenia plejstoceńskiego podnosi się o około 1 metr na stulecie. Powierzchnia Finlandii stale się zwiększa ze względu na dno morskie. Wręcz przeciwnie, terytorium Holandii maleje. Linia równowagi zerowej biegnie obecnie nieco na południe od 60 0 N szerokości geograficznej. Współczesny Petersburg jest o około 1,5 m wyższy od Petersburga za czasów Piotra Wielkiego. Jak pokazują dane ze współczesnych badań naukowych, nawet ciężkość dużych miast jest wystarczająca do izostatycznych wahań terytorium pod nimi. W związku z tym skorupa ziemska na obszarach dużych miast jest bardzo mobilna. Ogólnie rzecz biorąc, relief skorupy ziemskiej jest lustrzanym odbiciem powierzchni Moho, podstawy skorupy ziemskiej: podwyższone obszary odpowiadają zagłębieniom w płaszczu, dolne obszary odpowiadają wyższemu poziomowi jego górnej granicy. Tak więc pod Pamirem głębokość powierzchni Moho wynosi 65 km, a na nizinie kaspijskiej około 30 km.

Właściwości termiczne skorupy ziemskiej. Dobowe wahania temperatury gleby rozciągają się na głębokość 1,0-1,5 m, a roczne wahania w umiarkowanych szerokościach geograficznych w krajach o klimacie kontynentalnym do głębokości 20-30 m. Na głębokości, na której działa wpływ rocznych wahań temperatury na skutek nagrzewania powierzchnia Ziemi przez Słońce ustaje, pojawia się warstwa gleby o stałej temperaturze. Nazywa się to warstwą izotermiczną. Poniżej warstwy izotermicznej w głębi Ziemi temperatura wzrasta, a jest to spowodowane wewnętrznym ciepłem wnętrzności Ziemi. Ciepło wewnętrzne nie uczestniczy w tworzeniu klimatów, ale służy jako podstawa energetyczna wszystkich procesów tektonicznych.

Liczba stopni, o jaką wzrasta temperatura na każde 100 m głębokości, nazywana jest gradientem geotermalnym. Odległość w metrach, o którą po obniżeniu temperatura wzrasta o 10 C, nazywana jest krokiem geotermalnym. Wielkość stopnia geotermalnego zależy od topografii, przewodności cieplnej skał, bliskości źródeł wulkanicznych, cyrkulacji wód gruntowych itp. Stopień geotermalny wynosi średnio 33 m. Na obszarach wulkanicznych stopień geotermalny może wynosić tylko około 5 m , a na obszarach spokojnych geologicznie (na przykład na platformach) może osiągnąć 100 m.

ICH. Kapitonow

Ciepło nuklearne Ziemi

Ziemskie ciepło

Ziemia jest dość gorącym ciałem i jest źródłem ciepła. Nagrzewa się głównie pod wpływem pochłanianego przez siebie promieniowania słonecznego. Ale Ziemia ma również własne zasoby ciepła porównywalne z ciepłem, które otrzymuje od Słońca. Uważa się, że ta energia własna Ziemi ma następujące pochodzenie. Ziemia powstała około 4,5 miliarda lat temu w wyniku uformowania się Słońca z dysku protoplanetarnego gazu i pyłu krążącego wokół niego i zagęszczającego go. Na wczesnym etapie powstawania substancja ziemska ulegała nagrzaniu w wyniku stosunkowo powolnej kompresji grawitacyjnej. Energia uwolniona, gdy spadły na nią małe ciała kosmiczne, również odegrała ważną rolę w bilansie cieplnym Ziemi. Dlatego młoda Ziemia została stopiona. Ochładzając się, stopniowo osiągnął swój obecny stan ze stałą powierzchnią, której znaczną część pokrywają wody oceaniczne i morskie. Ta twarda warstwa zewnętrzna nazywa się skorupa Ziemska i średnio na lądzie jego miąższość wynosi około 40 km, a pod wodami oceanu - 5-10 km. Głębsza warstwa Ziemi, tzw płaszcz, również składa się z materii stałej. Rozciąga się na głębokość prawie 3000 km i zawiera większość substancji ziemskiej. Wreszcie najbardziej wewnętrzna część Ziemi to jej rdzeń. Składa się z dwóch warstw – zewnętrznej i wewnętrznej. Zewnętrzny rdzeń jest to warstwa roztopionego żelaza i niklu o temperaturze 4500-6500 K i grubości 2000-2500 km. Rdzeń wewnętrzny o promieniu 1000-1500 km jest stałym stopem żelaza z niklem nagrzanym do temperatury 4000-5000 K o gęstości około 14 g/cm 3, który powstał pod ogromnym (prawie 4 milionami barów) ciśnieniem.
Oprócz ciepła wewnętrznego Ziemi, które odziedziczyła ona od najwcześniejszego gorącego etapu jej powstawania, a którego ilość powinna z czasem maleć, istnieje jeszcze drugie - długotrwałe, związane z rozpadem radioaktywnym jąder o długim czasie trwania. okres półtrwania - przede wszystkim 232 Th, 235 U, 238 U i 40 K. Energia uwalniana w tych rozpadach - stanowią one prawie 99% energii radioaktywnej Ziemi - stale uzupełnia rezerwy cieplne Ziemi. Powyższe jądra znajdują się w skorupie i płaszczu. Ich rozkład prowadzi do nagrzania zarówno zewnętrznej, jak i wewnętrznej warstwy Ziemi.
Część ogromnego ciepła zawartego w Ziemi jest stale uwalniana na jej powierzchnię, często w procesach wulkanicznych na bardzo dużą skalę. Znany jest przepływ ciepła przepływający z głębi Ziemi przez jej powierzchnię. Jest to (47±2)·10 12 Watt, co odpowiada ciepłu, jakie może wytworzyć 50 tysięcy elektrowni jądrowych (średnia moc jednej elektrowni jądrowej wynosi około 10 9 W). Powstaje pytanie: czy energia radioaktywna odgrywa znaczącą rolę w całkowitym budżecie cieplnym Ziemi, a jeśli tak, to jaką rolę? Odpowiedź na te pytania długo pozostawała nieznana. Obecnie istnieje możliwość uzyskania odpowiedzi na te pytania. Kluczową rolę odgrywają tu neutrina (antineutrina), które powstają w procesach rozpadu radioaktywnego jąder tworzących materię ziemską i które nazywane są geoneutrino.

Geo-neutrino

Geo-neutrino to łączna nazwa neutrin lub antyneutrin, które powstają w wyniku rozpadu beta jąder znajdujących się pod powierzchnią ziemi. Oczywiście, dzięki ich niespotykanej zdolności penetracyjnej, rejestracja ich (i tylko ich) za pomocą naziemnych detektorów neutrin może dostarczyć obiektywnych informacji o procesach rozpadu promieniotwórczego zachodzących głęboko we wnętrzu Ziemi. Przykładem takiego rozpadu jest rozpad β – jądra 228 Ra, będący produktem rozpadu α ​​długożyciowego jądra 232 Th (patrz tabela):

Okres półtrwania (T 1/2) jądra 228 Ra wynosi 5,75 lat, uwolniona energia wynosi około 46 keV. Widmo energetyczne antyneutrin jest ciągłe, a górna granica jest bliska uwolnionej energii.
Rozpady jąder 232 Th, 235 U, 238 U są łańcuchami kolejnych rozpadów, tworząc tzw. szereg radioaktywny. W takich łańcuchach rozpady α przeplatają się z rozpadami β−, ponieważ podczas rozpadów α końcowe jądra przesuwają się z linii stabilności β do obszaru jąder przeciążonych neutronami. Po łańcuchu kolejnych rozpadów, na końcu każdej serii powstają stabilne jądra z liczbą protonów i neutronów bliską lub równą liczbom magicznym (Z = 82,N= 126). Takie końcowe jądra są stabilnymi izotopami ołowiu lub bizmutu. Zatem rozpad T 1/2 kończy się utworzeniem podwójnego magicznego jądra 208 Pb, a na drodze 232 Th → 208 Pb następuje sześć rozpadów α przeplatanych czterema rozpadami β − (w 238 U → 206 Pb łańcucha występuje osiem rozpadów α i sześć β – -, w łańcuchu 235 U → 207 Pb siedem rozpadów α i cztery β −). Zatem widmo energetyczne antyneutrin z każdego szeregu promieniotwórczego jest superpozycją widm cząstkowych poszczególnych rozpadów β- zawartych w tym szeregu. Widma antyneutrin powstających w rozpadach 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K przedstawiono na rys. 1. Rozpad 40 K jest pojedynczym rozpadem β (patrz tabela). Antyneutrina osiągają najwyższą energię (do 3,26 MeV) podczas rozpadu
214 Bi → 214 Po, czyli ogniwo w szeregu radioaktywnym 238 U. Całkowita energia uwolniona podczas przejścia wszystkich ogniw rozpadowych szeregu 232 Th → 208 Pb wynosi 42,65 MeV. Dla szeregów radioaktywnych 235 U i 238 U energie te wynoszą odpowiednio 46,39 i 51,69 MeV. Energia uwalniana podczas rozpadu
40 K → 40 Ca, wynosi 1,31 MeV.

Charakterystyka rdzeni 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K

Rdzeń	Udział w % w mieszance izotopy	Liczba rdzeni dotyczy Jądra Si	T 1/2 miliard lat	Pierwsze linki rozpad
232 tys	100	0.0335	14.0
235U	0.7204	6,48·10 -5	0.704
238U	99.2742	0.00893	4.47
40 tys	0.0117	0.440	1.25

Oszacowanie strumienia geoneutrin dokonane na podstawie rozpadu jąder 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K zawartych w materii ziemskiej daje wartość rzędu 10 6 cm -2 sec -1 . Rejestrując te geoneutrina, można uzyskać informacje o roli ciepła radioaktywnego w ogólnym bilansie cieplnym Ziemi i sprawdzić nasze wyobrażenia o zawartości radioizotopów długożyciowych w składzie materii ziemskiej.

Ryż. 1. Widma energetyczne antyneutrin powstałych w wyniku rozpadu jądrowego

232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, znormalizowane do jednego rozpadu jądra macierzystego

Reakcja ta służy do wykrywania antyneutrin elektronowych

P → mi + + n, (1)

w którym faktycznie odkryto tę cząstkę. Próg tej reakcji wynosi 1,8 MeV. Zatem w powyższej reakcji można zarejestrować jedynie geoneutrina powstałe w łańcuchach rozpadu rozpoczynających się od jąder 232 Th i 238 U. Efektywny przekrój omawianej reakcji jest niezwykle mały: σ ≈ 10 -43 cm 2. Wynika z tego, że detektor neutrin o objętości czułości 1 m 3 będzie rejestrował nie więcej niż kilka zdarzeń w ciągu roku. Oczywiście, aby wiarygodnie wykryć strumienie geoneutrin, wymagane są wielkogabarytowe detektory neutrin, umieszczone w podziemnych laboratoriach w celu maksymalnej ochrony przed tłem. Pomysł wykorzystania detektorów przeznaczonych do badania neutrin słonecznych i reaktorowych do rejestracji geoneutrin zrodził się w 1998 roku. Obecnie istnieją dwa wielkoobjętościowe detektory neutrin, które wykorzystują ciekły scyntylator i nadają się do rozwiązania tego problemu. Są to detektory neutrin z eksperymentów KamLAND (Japonia) i Borexino (Włochy). Poniżej rozważymy konstrukcję detektora Borexino i wyniki uzyskane na tym detektorze w zakresie rejestracji geoneutrin.

Detektor Borexino i rejestracja geoneutrin

Detektor neutrin Borexino zlokalizowany jest w środkowych Włoszech, w podziemnym laboratorium pod pasmem górskim Gran Sasso, którego szczyty osiągają wysokość 2,9 km (ryc. 2).

Ryż. 2. Układ laboratorium neutrin pod pasmem górskim Gran Sasso (środkowe Włochy)

Borexino to niesegmentowy detektor masywny, którego ośrodkiem aktywnym jest
280 ton organicznego ciekłego scyntylatora. Wypełnia się nim nylonowe naczynie kuliste o średnicy 8,5 m (ryc. 3). Scyntylatorem jest pseudokumen (C9H12) z dodatkiem przesuwającym widmo PPO (1,5 g/l). Światło ze scyntylatora jest zbierane przez 2212 ośmiocalowych fotopowielaczy (PMT) umieszczonych na kuli ze stali nierdzewnej (SSS).

Ryż. 3. Schemat detektora Borexino

Naczynie nylonowe z pseudokumenem to wewnętrzny detektor, którego zadaniem jest rejestracja neutrin (antyneutrin). Wewnętrzny detektor otoczony jest dwiema koncentrycznymi strefami buforowymi, które chronią go przed zewnętrznymi promieniami gamma i neutronami. Strefę wewnętrzną wypełniono ośrodkiem niescyntylacyjnym składającym się z 900 ton pseudokumenu z dodatkami ftalanu dimetylu wygaszającymi scyntylację. Strefa zewnętrzna znajduje się na górze SNS i jest detektorem wody Czerenkowa zawierającym 2000 ton ultraczystej wody i odcinającym sygnały mionów dostających się do instalacji z zewnątrz. Dla każdej interakcji zachodzącej w detektorze wewnętrznym wyznaczana jest energia i czas. Kalibracja detektora przy użyciu różnych źródeł promieniotwórczych pozwoliła bardzo dokładnie określić jego skalę energetyczną oraz stopień powtarzalności sygnału świetlnego.
Borexino jest detektorem o bardzo wysokiej czystości radiacyjnej. Wszystkie materiały przeszły ścisłą selekcję, a scyntylator został oczyszczony w celu zminimalizowania tła wewnętrznego. Ze względu na wysoką czystość promieniowania Borexino jest doskonałym detektorem do wykrywania antyneutrin.
W reakcji (1) pozyton daje natychmiastowy sygnał, po którym po pewnym czasie następuje wychwyt neutronu przez jądro wodoru, co prowadzi do pojawienia się kwantu γ o energii 2,22 MeV, tworząc sygnał opóźniony w stosunku do pierwszego. W Boreksinie czas wychwytu neutronów wynosi około 260 μs. Sygnały natychmiastowe i opóźnione są skorelowane w przestrzeni i czasie, co pozwala na precyzyjne rozpoznanie zdarzenia spowodowanego m.in.
Próg reakcji (1) wynosi 1,806 MeV i jak widać z ryc. 1, wszystkie geoneutrina powstałe w rozpadach 40 K i 235 U znajdują się poniżej tego progu, a jedynie część geoneutrin powstałych w rozpadach 232 Th i 238 U może zostać zarejestrowana.
Detektor Borexino po raz pierwszy wykrył sygnały z geoneutrin w 2010 roku, a niedawno opublikowano nowe wyniki na podstawie obserwacji na przestrzeni 2056 dni pomiędzy grudniem 2007 a marcem 2015. Poniżej prezentujemy uzyskane dane i wyniki ich dyskusji na podstawie artykułu.
W wyniku analizy danych eksperymentalnych zidentyfikowano 77 kandydatów na antyneutrina elektronowe, którzy spełnili wszystkie kryteria selekcji. Tło zdarzeń symulujących e oszacowano jako . Zatem stosunek sygnału do tła wynosił ≈100.
Głównym źródłem tła były antyneutrina reaktorowe. Dla Borexino sytuacja była całkiem korzystna, ponieważ w pobliżu laboratorium Gran Sasso nie ma reaktorów jądrowych. Ponadto antyneutrina reaktorowe są bardziej energetyczne w porównaniu do geoneutrin, co umożliwiło oddzielenie tych antyneutrin od pozytonów na podstawie wielkości sygnału. Wyniki analizy udziałów geoneutrin i antyneutrin reaktorowych w całkowitej liczbie zarejestrowanych zdarzeń z e przedstawiono na rys. 4. Podana w tej analizie liczba zarejestrowanych geoneutrin (na rys. 4 odpowiadają one zaciemnionemu obszarowi) jest równa . W wyekstrahowanym w wyniku analizy widmie geoneutrin widoczne są dwie grupy – mniej energetyczna, bardziej intensywna oraz bardziej energetyczna, mniej intensywna. Autorzy opisywanego badania wiążą te grupy odpowiednio z rozpadami toru i uranu.
W omawianej analizie wykorzystano stosunek mas toru i uranu w materii ziemskiej
m(Th)/m(U) = 3,9 (w tabeli ta wartość wynosi ≈3,8). Liczba ta odzwierciedla względną zawartość tych pierwiastków chemicznych w chondrytach, najpowszechniejszej grupie meteorytów (do tej grupy należy ponad 90% meteorytów, które spadły na Ziemię). Uważa się, że skład chondrytów, z wyjątkiem gazów lekkich (wodór i hel), powtarza skład Układu Słonecznego i dysku protoplanetarnego, z którego powstała Ziemia.

Ryż. 4. Widmo strumienia świetlnego pozytonów w jednostkach liczby fotoelektronów dla zdarzeń kandydujących na antyneutrina (punkty doświadczalne). Zacieniony obszar to udział geoneutrin. Linia ciągła to udział antyneutrin reaktorowych.

Badając skorupę ziemską, odkryto, że jej struktura jest różna w różnych obszarach. Uogólnienie dużej ilości materiału faktograficznego pozwoliło wyróżnić dwa rodzaje budowy skorupy ziemskiej - kontynentalną i oceaniczną.

Typ kontynentalny

Typ kontynentalny charakteryzuje się bardzo znaczną grubością skorupy i obecnością warstwy granitu. Granica górnego płaszcza znajduje się tutaj na głębokości 40-50 km lub więcej. Grubość warstw skał osadowych w niektórych miejscach sięga 10-15 km, w innych grubość może być całkowicie nieobecna. Średnia miąższość skał osadowych skorupy kontynentalnej wynosi 5,0 km, warstwa granitu około 17 km (od 10-40 km), warstwa bazaltu około 22 km (do 30 km).

Jak wspomniano powyżej, skład petrograficzny warstwy bazaltowej skorupy kontynentalnej jest zróżnicowany i najprawdopodobniej dominują w nim nie bazalty, ale skały metamorficzne o składzie podstawowym (granulity, eklogity itp.). Z tego powodu niektórzy badacze proponowali nazwać tę warstwę granulitem.

Grubość skorupy kontynentalnej wzrasta na obszarze złożonych struktur górskich. Na przykład na Równinie Wschodnioeuropejskiej grubość skorupy wynosi około 40 km (15 km - warstwa granitu i ponad 20 km - bazalt), a w Pamirze - półtora raza więcej (w sumie około 30 km grubość skał osadowych i warstwy granitu oraz tyle samo warstwy bazaltu). Skorupa kontynentalna osiąga szczególnie dużą grubość na obszarach górskich położonych wzdłuż krawędzi kontynentów. Na przykład w Górach Skalistych (Ameryka Północna) grubość skorupy znacznie przekracza 50 km. Skorupa ziemska, która tworzy dno oceanów, ma zupełnie inną strukturę. Tutaj grubość skorupy gwałtownie maleje, a materiał płaszcza zbliża się do powierzchni.

Nie ma warstwy granitu, a miąższość warstw osadowych jest stosunkowo niewielka. Występuje górna warstwa osadów nieskonsolidowanych o gęstości 1,5-2 g/cm 3 i miąższości około 0,5 km, warstwa wulkaniczno-osadowa (przewarstwienie osadów sypkich bazaltami) o miąższości 1-2 km i warstwa bazaltu, której średnią miąższość szacuje się na 5-6 km. Na dnie Oceanu Spokojnego skorupa ziemska ma całkowitą grubość 5-6 km; Na dnie Oceanu Atlantyckiego, pod warstwą osadową o grubości 0,5–1,0 km, znajduje się warstwa bazaltu o miąższości 3–4 km. Należy pamiętać, że wraz ze wzrostem głębokości oceanu grubość skorupy nie maleje.

Obecnie wyróżnia się także przejściowe typy skorupy subkontynentalnej i suboceanicznej, odpowiadające podwodnemu obrzeżowi kontynentów. W skorupie typu subkontynentalnego warstwa granitu ulega znacznemu zmniejszeniu, co zostaje zastąpione przez grubość osadów, a następnie w kierunku dna oceanu grubość warstwy bazaltu zaczyna się zmniejszać. Grubość tej strefy przejściowej skorupy ziemskiej wynosi zwykle 15-20 km. Granica skorupy oceanicznej i subkontynentalnej przebiega w obrębie stoku kontynentalnego na głębokości 1–3,5 km.

Typ oceaniczny

Chociaż skorupa oceaniczna zajmuje większą powierzchnię niż skorupa kontynentalna i subkontynentalna, ze względu na swoją małą grubość koncentruje się w niej tylko 21% objętości skorupy ziemskiej. Informacje o objętości i masie poszczególnych typów skorupy ziemskiej przedstawiono na ryc. 1.

Ryc.1. Objętość, grubość i masa poziomów różnych typów skorupy ziemskiej

Skorupa ziemska leży na podłożu płaszcza podskorupowego i stanowi zaledwie 0,7% masy płaszcza. W przypadku małej grubości skorupy ziemskiej (na przykład na dnie oceanu) najwyższa część płaszcza również będzie w stanie stałym, typowym dla skał skorupy ziemskiej. Dlatego, jak zauważono powyżej, wraz z koncepcją skorupy ziemskiej jako skorupy z pewnymi wskaźnikami gęstości i właściwości elastycznych, istnieje koncepcja litosfery - kamiennej skorupy, grubszej niż materia stała pokrywająca powierzchnię Ziemi.

Struktury typów skorupy ziemskiej

Rodzaje skorupy ziemskiej różnią się także budową. Skorupa oceaniczna charakteryzuje się różnorodnością struktur. Potężne systemy górskie - grzbiety śródoceaniczne - rozciągają się wzdłuż środkowej części dna oceanu. W części osiowej grzbiety te poprzecinane są głębokimi i wąskimi dolinami ryftowymi o stromych zboczach. Formacje te reprezentują strefy aktywnej aktywności tektonicznej. Rowy głębinowe znajdują się wzdłuż łuków wysp i struktur górskich na krawędziach kontynentów. Wraz z tymi formacjami istnieją równiny głębinowe, które zajmują rozległe obszary.

Skorupa kontynentalna jest równie niejednorodna. W jego granicach można wyróżnić młode struktury fałdów górskich, w których znacznie wzrasta grubość skorupy jako całości i każdego z jej poziomów. Zidentyfikowano również obszary, w których skały krystaliczne warstwy granitu reprezentują starożytne obszary pofałdowane, niwelowane przez długi czas geologiczny. Tutaj grubość skorupy jest znacznie mniejsza. Te duże obszary skorupy kontynentalnej nazywane są platformami. Wewnątrz platform rozróżnia się tarcze – obszary, w których podłoże krystaliczne wychodzi bezpośrednio na powierzchnię, oraz płyty, których krystaliczne podłoże pokryte jest grubością poziomo występujących osadów. Przykładem tarczy jest terytorium Finlandii i Karelii (Tarcza Bałtycka), natomiast na Nizinie Wschodnioeuropejskiej pofałdowane podłoże jest głęboko zagłębione i pokryte osadami osadowymi. Średnia grubość opadów na platformach wynosi około 1,5 km. Struktury fałdowe charakteryzują się znacznie większą miąższością skał osadowych, których średnią wartość szacuje się na 10 km. Akumulacja tak grubych osadów następuje poprzez długotrwałe, stopniowe osiadanie, osiadanie poszczególnych odcinków skorupy kontynentalnej, a następnie ich wypiętrzanie i fałdowanie. Takie obszary nazywane są geosynklinami. Są to najbardziej aktywne strefy skorupy kontynentalnej. Około 72% całkowitej masy skał osadowych jest w nich ograniczonych, natomiast około 28% koncentruje się na platformach.

Manifestacje magmatyzmu na platformach i geosynklinach znacznie się różnią. W okresach osiadania geosynklin magma o składzie zasadowym i ultrazasadowym napływa wzdłuż głębokich uskoków. W procesie przekształcania geosynkliny w obszar pofałdowany dochodzi do powstawania i intruzji ogromnych mas magmy granitowej. Późniejsze etapy charakteryzują się wylewami wulkanicznymi law o składzie pośrednim i kwaśnym. Na platformach procesy magmowe są znacznie mniej wyraźne i reprezentowane są głównie przez wylewy bazaltów lub law o składzie zasadowo-zasadowym. Wśród skał osadowych kontynentów dominują iły i łupki. Na dnie oceanów wzrasta zawartość osadów wapiennych. Tak więc skorupa ziemska składa się z trzech warstw. Jego górna warstwa zbudowana jest ze skał osadowych i produktów wietrzenia. Objętość tej warstwy stanowi około 10% całkowitej objętości skorupy ziemskiej. Najwięcej materii znajduje się na kontynentach i w strefie przejściowej, w obrębie skorupy oceanicznej nie więcej niż 22% objętości warstwy.

W tzw. warstwie granitu najliczniej występującymi skałami są granitoidy, gnejsy i łupki. Bardziej zasadowe skały stanowią około 10% tego horyzontu. Okoliczność ta dobrze odzwierciedla średni skład chemiczny warstwy granitu. Porównując średnie wartości składu zwraca się uwagę na wyraźną różnicę pomiędzy tą warstwą a sekwencją osadową (ryc. 2).

Ryc.2. Skład chemiczny skorupy ziemskiej (w procentach wagowych)

Skład warstwy bazaltu w dwóch głównych typach skorupy ziemskiej jest inny. Na kontynentach sekwencję tę charakteryzuje różnorodność skał. Występują tu skały głęboko przeobrażone i magmowe o składzie zasadowym, a nawet kwaśnym. Skały zasadowe stanowią około 70% całkowitej objętości tej warstwy. Warstwa bazaltu skorupy oceanicznej jest znacznie bardziej jednorodna. Dominującym typem skał są tzw. bazalty toleiitowe, które różnią się od bazaltów kontynentalnych niską zawartością potasu, rubidu, strontu, baru, uranu, toru, cyrkonu i wysokim stosunkiem Na/K. Wynika to z mniejszej intensywności procesów różnicowania podczas ich wytapiania z płaszcza. Skały ultrazasadowe górnego płaszcza wyłaniają się z głębokich pęknięć rafy. Rozpowszechnienie skał w skorupie ziemskiej, pogrupowane w celu określenia stosunku ich objętości do masy, przedstawiono na ryc. 3.

Ryc.3. Występowanie skał w skorupie ziemskiej

Tworzenie skorupy ziemskiej

Skorupa kontynentalna składa się ze skał krystalicznych z bazaltu i granitowych warstw geofizycznych (odpowiednio 59,2% i 29,8% całkowitej objętości skorupy ziemskiej), pokrytych powłoką osadową (stratisferą). Powierzchnia kontynentów i wysp wynosi 149 milionów km 2. Powłoka osadowa obejmuje 119 mln km 2, tj. 80% całkowitej powierzchni lądu, w kierunku starożytnych tarcz platformowych. Zbudowany jest głównie ze skał osadowych i wulkanogennych z późnego proterozoiku i fanerozoiku, choć w niewielkich ilościach zawiera także starsze, słabo przeobrażone osady protoplatform ze środkowego i wczesnego proterozoiku. Wraz z wiekiem zmniejsza się powierzchnia wychodni skał osadowych, natomiast zwiększa się powierzchnia wychodni skał krystalicznych.

Osadowa skorupa skorupy ziemskiej oceanów, zajmująca 58% całkowitej powierzchni Ziemi, spoczywa na warstwie bazaltu. Wiek jego osadów, według danych wierceń głębinowych, obejmuje przedział czasowy od jury górnej do czwartorzędu włącznie. Średnią grubość powłoki osadowej Ziemi szacuje się na 2,2 km, co odpowiada 1/3000 promienia planety. Całkowita objętość tworzących ją formacji wynosi około 1100 milionów km 3, co stanowi 10,9% całkowitej objętości skorupy ziemskiej i 0,1% całkowitej objętości Ziemi. Całkowita objętość osadów oceanicznych szacowana jest na 280 mln km3. Średnią grubość skorupy ziemskiej szacuje się na 37,9 km, co stanowi 0,94% całkowitej objętości Ziemi. Skały wulkaniczne stanowią 4,4% na platformach i 19,4% w obszarach pofałdowanych całkowitej objętości powłoki osadowej. Na obszarach platform, a zwłaszcza w oceanach, pokrywy bazaltowe są szeroko rozpowszechnione i zajmują ponad dwie trzecie powierzchni Ziemi.

Skorupa ziemska, atmosfera i hydrosfera Ziemi powstały w wyniku zróżnicowania geochemicznego naszej planety, któremu towarzyszyło topienie i odgazowanie głębokiej materii. Powstawanie skorupy ziemskiej jest spowodowane oddziaływaniem czynników endogenicznych (magmowych, energii płynów) i egzogenicznych (wietrzenie fizyczne i chemiczne, niszczenie, rozkład skał, intensywna sedymentacja terygeniczna). Systematyka izotopowa skał magmowych ma ogromne znaczenie, ponieważ to właśnie magmatyzm niesie informacje o czasie geologicznym i specyfice materiałowej powierzchniowych procesów tektonicznych i procesów głębokiego płaszcza odpowiedzialnych za powstawanie oceanów i kontynentów oraz odzwierciedla najważniejsze cechy procesów przemiana głębokiej substancji Ziemi w skorupę ziemską. Za najbardziej rozsądne uważa się sekwencyjne tworzenie się skorupy oceanicznej na skutek zubożonego płaszcza, który w strefach zbieżnego oddziaływania płyt tworzy skorupę przejściową łuków wysp, a ta ostatnia po szeregu przekształceń strukturalnych i materiałowych zamienia się w w skorupę kontynentalną.

WYKŁAD 5. SKŁAD ŚRODOWISKA GEOGRAFICZNEGO

Tworzenie się własnej substancji ziemskiej rozpoczęło się od formacji wulkanogennych, reprezentowanych przez lawę, emisję gorącego popiołu i chmury gazu, a także towarzyszące objawy odgazowania podłoża. Materiał wulkaniczny przedostał się na perydotytową powierzchnię Ziemi i do pozostałości atmosfery – relikt pierwotnego obłoku lub mgławicy. W tamtym czasie nie było zbiorników wodnych, a Ziemia nie była planetą oceanów, jaką jest dzisiaj. Tworzenie się powłoki geograficznej najwyraźniej rozpoczęło się od jej litogenicznej podstawy, na której zaczęły „polegać” masy powietrza i wody. Podział według czasu powstawania poszczególnych sfer planety jest warunkowy, ponieważ prawie wszystko wydarzyło się prawie jednocześnie, ale z różnym tempem konsolidacji nowego materiału.

Wewnętrzna budowa Ziemi obejmuje trzy powłoki: skorupę ziemską, płaszcz i rdzeń. Strukturę powłoki Ziemi ustalono metodami teledetekcji opartymi na pomiarze prędkości propagacji fal sejsmicznych, które mają dwie składowe - fale podłużne i poprzeczne. Fale podłużne (P). związane z naprężeniami rozciągającymi (lub ściskającymi) zorientowanymi w kierunku ich propagacji. Poprzeczny (S) fale powodują drgania ośrodka zorientowane pod kątem prostym do kierunku ich propagacji. Fale te nie rozchodzą się w ośrodku ciekłym.

skorupa Ziemska - kamienna skorupa złożona z substancji stałej z nadmiarem krzemionki, zasad, wody i niedostateczną ilością magnezu i żelaza. Oddziela się od górnego płaszcza Granica Mohorovićicia(warstwa Moho), przy której następuje skok prędkości podłużnych fal sejsmicznych do około 8 km/s. Uważa się, że granica ta, wyznaczona w 1909 r. przez jugosłowiańskiego naukowca A. Mohorovicica, pokrywa się z zewnętrzną powłoką perydotytową górny płaszcz. Grubość skorupy ziemskiej (1% całkowitej masy Ziemi) wynosi średnio 35 km: pod młodymi górami fałdowymi na kontynentach wzrasta do 80 km, a pod grzbietami śródoceanicznym maleje do 6–7 km (licząc od powierzchni dna oceanu).

Płaszcz to największa skorupa Ziemi pod względem objętości i masy, rozciągająca się od podstawy skorupy ziemskiej do Granice Gutenberga, odpowiadająca głębokości około 2900 km i przyjęta jako dolna granica płaszcza. Płaszcz dzieli się na niżej(50% masy Ziemi) i szczyt(18%) Według współczesnych koncepcji skład płaszcza jest dość jednorodny ze względu na intensywne mieszanie konwekcyjne przez przepływy wewnątrzpłaszczowe. Prawie nie ma bezpośrednich danych na temat składu materiałowego płaszcza. Przyjmuje się, że składa się ona ze stopionej masy krzemianowej nasyconej gazami. Prędkości propagacji fal podłużnych i poprzecznych w dolnym płaszczu wzrastają odpowiednio do 13 i 7 km/s. Nazywa się górny płaszcz od głębokości 50-80 km (pod oceanami) i 200-300 km (pod kontynentami) do 660-670 km astenosfera. Jest to warstwa substancji o zwiększonej plastyczności, zbliżonej do temperatury topnienia.

Rdzeń jest sferoidą o średnim promieniu około 3500 km. Nie ma również bezpośrednich informacji na temat składu jądra. Wiadomo, że jest to najgęstsza skorupa Ziemi. Rdzeń jest również podzielony na dwie sfery: zewnętrzny, do głębokości 5150 km, w stanie ciekłym, oraz wewnętrzny - W jądrze zewnętrznym prędkość rozchodzenia się fal podłużnych spada do 8 km/s, a fale poprzeczne w ogóle się nie rozchodzą, co świadczy o jego stanie ciekłym. Poniżej 5150 km wzrasta prędkość propagacji fal podłużnych i ponownie przechodzą fale poprzeczne. Jądro wewnętrzne stanowi 2% masy Ziemi, a jądro zewnętrzne 29%.

Tworzy się zewnętrzna „stała” skorupa Ziemi, obejmująca skorupę ziemską i górną część płaszcza litosfera. Jego miąższość wynosi 50-200 km.

Nazywa się litosferę i leżące pod nią ruchome warstwy astenosfery, gdzie zwykle powstają i są realizowane wewnątrzziemskie ruchy o charakterze tektonicznym oraz gdzie często znajdują się źródła trzęsień ziemi i stopionej magmy. tektonosfera.

Skład skorupy ziemskiej. Pierwiastki chemiczne w skorupie ziemskiej tworzą naturalne związki - minerały, zwykle substancje stałe, które mają określone właściwości fizyczne. Skorupa ziemska zawiera ponad 3000 minerałów, w tym około 50 minerałów tworzących skały.

Tworzą się regularne naturalne kombinacje minerałów skały. Skorupa ziemska składa się ze skał o różnym składzie i pochodzeniu. Ze względu na pochodzenie skały dzielimy na magmowe, osadowe i metamorficzne.

Skały magmowe powstają w wyniku krzepnięcia magmy. Jeśli dzieje się to w grubości skorupy ziemskiej, to natrętny skrystalizowane skały, a kiedy magma wypływa na powierzchnię, tworzą wylewny Edukacja. Ze względu na zawartość krzemionki (SiO 2) wyróżnia się następujące grupy skał magmowych: kwaśny(> 65% - granity, liparyty itp.), przeciętny(65-53% - sjenity, andezyty itp.), podstawowy(52-45% - gabro, bazalty itp.) i ultrazasadowy(<45% - перидотиты, дуниты и др.).

Skały osadowe powstają na powierzchni ziemi w wyniku osadzania się materiału na różne sposoby. Część z nich powstaje w wyniku niszczenia skał. Ten klastyczny, Lub plastik, kamienie. Wielkość fragmentów jest zróżnicowana, od głazów i otoczaków po cząstki pyliste, co pozwala wyróżnić wśród nich skały o różnym składzie granulometrycznym - głazy, otoczaki, zlepieńce, piaski, piaskowce itp. Skały organogeniczne powstają przy udziale organizmów (wapienie, węgle, kreda itp.). Zajmują znaczące miejsce chemogenny skały związane z wytrącaniem się substancji z roztworu w określonych warunkach.

Skały metamorficzne powstają w wyniku zmian w skałach magmowych i osadowych pod wpływem wysokich temperatur i ciśnień panujących we wnętrzu Ziemi. Należą do nich gnejsy, łupki krystaliczne, marmur itp.

Około 90% objętości skorupy ziemskiej składa się ze skał krystalicznych pochodzenia magmowego i metamorficznego. W otoczce geograficznej ważną rolę odgrywa stosunkowo cienka i nieciągła warstwa skał osadowych (stratisfera), która ma bezpośredni kontakt z różnymi składnikami otoczki geograficznej. Średnia miąższość skał osadowych wynosi około 2,2 km, rzeczywista miąższość waha się od 10-14 km w nieckach do 0,5-1 km na dnie oceanu. Według badań A.B. Ronova wśród skał osadowych najliczniej występują iły i łupki (50%), piaski i piaskowce (23,6%) oraz utwory węglanowe (23,5%). Ważną rolę w składzie powierzchni ziemi odgrywają lessy i gliny lessopodobne obszarów nielodowcowych, niesortowane warstwy moren obszarów polodowcowych oraz śródstrefowe nagromadzenia utworów żwirowo-piaskowych pochodzenia wodnego.

Struktura skorupy ziemskiej. Na podstawie ich budowy i grubości (ryc. 5.1) wyróżnia się dwa główne typy skorupy ziemskiej – kontynentalną i oceaniczną.Różnice w ich składzie chemicznym można zobaczyć w tabeli. 5.1.

Skorupa kontynentalna składa się z warstw osadowych, granitowych i bazaltowych. To drugie jest wyróżnione warunkowo, ponieważ prędkości fal sejsmicznych są równe prędkościom w bazaltach. Warstwa granitu składa się ze skał wzbogaconych w krzem i aluminium (SIAL), skały warstwy bazaltu są wzbogacone w krzem i magnez (SIAM). Kontakt warstwy granitu o średniej gęstości skał około 2,7 g/cm 3 z warstwą bazaltu o średniej gęstości około 3 g/cm 3 nazywany jest granicą Conrada (nazwaną na cześć niemieckiego badacza W. Conrada, który odkrył w 1923 r.). Skorupa oceaniczna dwuwarstwowy. Jego większość składa się z bazaltów, na których leży cienka warstwa osadowa. Miąższość bazaltów przekracza 10 km, w górnych partiach wiarygodnie uformowały się międzywarstwy skał osadowych późnego mezozoiku. Grubość pokrywy osadowej z reguły nie przekracza 1-1,5 km.

Ryż. 5.1. Struktura skorupy ziemskiej: 1 - warstwa bazaltu; 2 - warstwa granitu; 3 - stratisfera i skorupa wietrzna; 4 - bazalty dna oceanu; 5 - obszary o niskiej biomasie; 6 - obszary o dużej biomasie; 7 - wody oceanu; 8 - lód morski; 9 - głębokie uskoki zboczy kontynentalnych

Warstwa bazaltu na kontynentach i na dnie oceanu jest zasadniczo odmienna. Na kontynentach są to formacje kontaktowe pomiędzy płaszczem a najstarszymi ziemskimi skałami, takimi jak pierwotna skorupa planety, które powstały przed lub na początku jej niezależnego rozwoju (prawdopodobnie dowód „księżycowego” etapu ewolucji Ziemi) . W oceanach są to prawdziwe formacje bazaltowe, głównie z epoki mezozoiku, które powstały w wyniku wylewów podwodnych podczas ruchu płyt litosferycznych. Wiek pierwszego powinien wynosić kilka miliardów lat, drugiego - nie więcej niż 200 milionów lat.

Tabela 5.1. Skład chemiczny skorupy kontynentalnej i oceanicznej

W niektórych miejscach jest to przestrzegane typ przejściowy skorupa ziemska, która charakteryzuje się znaczną niejednorodnością przestrzenną. Jest znany w marginalnych morzach Azji Wschodniej (od Morza Beringa po południowe Chiny), Archipelagu Sundajskim i niektórych innych obszarach globu.

Obecność różnych typów skorupy ziemskiej wynika z różnic w rozwoju poszczególnych części planety i ich wieku. Zagadnienie to jest niezwykle interesujące i ważne z punktu widzenia rekonstrukcji obwiedni geograficznej. Wcześniej zakładano, że skorupa oceaniczna jest pierwotna, a skorupa kontynentalna wtórna, chociaż jest od niej starsza o wiele miliardów lat. Według współczesnych wyobrażeń skorupa oceaniczna powstała w wyniku wtargnięcia magmy wzdłuż uskoków między kontynentami.

Elementy strukturalne skorupy ziemskiej. Skorupa ziemska powstawała przez co najmniej 4 miliardy lat, podczas których stała się bardziej złożona. pod wpływem procesów endogenicznych (głównie pod wpływem ruchów tektonicznych) i egzogenicznych (wietrzenie itp.). Objawiające się z różną intensywnością i w różnym czasie ruchy tektoniczne utworzyły struktury skorupy ziemskiej, które tworzą ulga planety.

Nazywa się duże formy terenu morfostruktury(np. pasma górskie, płaskowyże). Tworzą się stosunkowo niewielkie formy reliefowe Morforzeźby(na przykład kras).

Główne struktury planetarne Ziemi - kontynenty I oceany. W na kontynentach znajdują się duże struktury drugiego rzędu - plisowane paski I platformy, które są wyraźnie wyrażone we współczesnym reliefie.

Platformy - są to tektonicznie stabilne odcinki skorupy ziemskiej, zwykle o budowie dwupoziomowej: dolna, utworzona przez pradawne skały, tzw. Fundacja, górna, zbudowana głównie ze skał osadowych późniejszego wieku - pokrywa osadowa. Wiek platform szacuje się na podstawie czasu powstania fundamentu. Obszary platform, w których fundament jest zanurzony pod pokrywą osadową, nazywane są płyty(na przykład rosyjski piec). Miejsca, w których skały fundamentowe platform wychodzą na powierzchnię dzienną, nazywane są tarcze(na przykład Tarcza Bałtycka).

Na dnie oceanów znajdują się obszary stabilne tektonicznie - Thalassokratony i ruchome pasma aktywne tektonicznie - georifts. Te ostatnie odpowiadają przestrzennie grzbietom śródoceanicznym z naprzemiennymi wypiętrzeniami (w postaci gór podwodnych) i osiadaniem (w postaci głębinowych zagłębień i rowów). Wraz z objawami wulkanicznymi i lokalnymi wypiętrzeniami dna oceanu, geosynkliny oceaniczne tworzą specyficzne struktury łuków wysp i archipelagów, widoczne na północnych i zachodnich obrzeżach Oceanu Spokojnego.

Strefy kontaktu kontynentów i oceanów dzielą się na dwa typy: aktywny I bierny. Te pierwsze są ośrodkami silnych trzęsień ziemi, aktywnego wulkanizmu i znacznego zakresu ruchów tektonicznych. Te ostatnie są przykładem stopniowego przemieszczania się kontynentów przez szelfy i zbocza kontynentalne do dna oceanu.

Dynamika litosfery. Pomysły na temat mechanizmu powstawania struktur ziemskich opracowują naukowcy z różnych kierunków, których można połączyć w dwie grupy. Przedstawiciele Fxizm w oparciu o stwierdzenie o stałym położeniu kontynentów na powierzchni Ziemi i przewadze ruchów pionowych w deformacjach tektonicznych warstw skorupy ziemskiej. Zwolennicy mobilizm podstawową rolę odgrywają ruchy poziome. Główne idee mobilizmu sformułował A. Wegener (1880-1930) as hipoteza dryfu kontynentalnego. Nowe dane uzyskane w drugiej połowie XX wieku umożliwiły rozwinięcie tego kierunku w nowoczesną teorię neomobilizm, wyjaśnianie dynamiki procesów zachodzących w skorupie ziemskiej poprzez dryf dużych płyt litosferycznych.

Zgodnie ze współczesną budową skorupy ziemskiej, w centralnych częściach oceanów granice płyt litosferycznych są grzbiety śródoceaniczne ze strefami szczelin (uskoków) wzdłuż ich osi. Wzdłuż obrzeży oceanów, w strefach przejściowych między kontynentami a dnem basenu oceanicznego, geosynklinalne pasy ruchome z pofałdowanymi łukami wysp wulkanicznych i rowami głębinowymi wzdłuż ich zewnętrznych krawędzi. Istnieją trzy opcje interakcji płyt litosferycznych: rozbieżność, lub rozprzestrzenianie się; kolizja, towarzyszy, w zależności od rodzaju stykających się płytek, subdukcja, edukcja lub zderzenie; poziomy poślizg jedna płyta względem drugiej. Odnośnie problemu pochodzenia oceanów i kontynentów należy zauważyć, że obecnie najczęściej rozwiązuje się go poprzez rozpoznanie fragmentacji skorupy ziemskiej na szereg płyt, których ruch spowodował powstanie ogromnych zagłębień zajmowanych przez oceany fale.

Kształtowanie się współczesnego wyglądu Ziemi. W W historii Ziemi położenie i konfiguracja kontynentów i oceanów ulegały ciągłym zmianom. Według danych geologicznych kontynenty Ziemi zjednoczyły się czterokrotnie. Rekonstrukcja etapów ich powstawania na przestrzeni ostatnich 570 milionów lat (w fanerozoiku) wskazuje na istnienie ostatniego superkontynentu - Pangea z dość grubą, sięgającą 30-35 km skorupą kontynentalną, powstałą 250 mln lat temu, która rozpadła się na Gondwana, zajmując południową część globu i Laurazja, jednocząc północne kontynenty. Upadek Pangei doprowadził do otwarcia przestrzeni wodnej, początkowo w formie paleo-Pacyfik ocean i ocean Tetyda, a później (65 milionów lat temu) - współczesne oceany. Teraz obserwujemy oddalanie się kontynentów. Trudno sobie wyobrazić, jakie będzie przemieszczenie współczesnych kontynentów i oceanów w przyszłości. Według S.V. Aplonowa możliwe jest, że zjednoczą się w piąty superkontynent, którego centrum będzie Eurazja. Wiceprezes Trubitsyn uważa, że ​​​​za miliard lat kontynenty będą mogły ponownie zgromadzić się na biegunie południowym.

Atmosfera - To zewnętrzna powłoka gazowa Ziemi. Dolną granicę atmosfery stanowi powierzchnia Ziemi. Górna granica przebiega na wysokości 3000 km, gdzie gęstość powietrza staje się równa gęstości materii w kosmosie.

Powietrze atmosferyczne utrzymuje się blisko powierzchni ziemi dzięki sile grawitacji. Całkowita masa atmosfery wynosi 5,13610 15 t (według innych źródeł - 5,910 15 t), co odpowiada ciężarowi 10-metrowej warstwy wody równomiernie rozmieszczonej na Ziemi lub warstwy rtęci o grubości 76 cm Ciężar leżącego nad nim słupa powietrza wyznacza wartość ciśnienia atmosferycznego, które na powierzchni ziemi wynosi średnio 760 mm Hg. Art. lub 1 atm (1013 hPa lub 1013 mbar).

Gęstość powietrza na poziomie morza w temperaturze 15°C wynosi średnio 1,2255 kg/m3, czyli 0,0012 g/cm3, na wysokości 5 km - 0,735 kg/cm3, 10 km - 0,411 kg/cm3, 20 km - 0,087 kg/cm3. Na wysokości 300 km gęstość powietrza jest już 100 miliardów razy mniejsza niż na powierzchni Ziemi.

Skład atmosfery. Atmosfera składa się ze składników stałych i zmiennych (tabela 5.2). DO stały zawierają azot (78% objętościowo), tlen(21%) i gazy obojętne(0,93%) O stałości ilości składników aktywnych azotu i tlenu decyduje równowaga pomiędzy procesami uwalniania wolnego tlenu i azotu (głównie przez organizmy żywe) a ich wchłanianiem podczas reakcji chemicznych. Gazy szlachetne nie biorą udziału w reakcjach zachodzących w atmosferze. Zmienne składnikami są dwutlenek węgla, para wodna, ozon, aerozole.

Tabela 5.2. Skład atmosferyczny

para wodna blokuje do 60% promieniowania cieplnego planety. Para wodna pełni także inną ważną funkcję, dla której nazywana jest „głównym paliwem” procesów atmosferycznych. Kiedy wilgoć odparowuje (i w ten sposób atmosfera zostaje uzupełniona parą wodną), znaczna część energii (około 2500 J) przechodzi w formę otwartą i jest następnie uwalniana podczas kondensacji. Zwykle ma to miejsce na wysokościach zachmurzenia. W wyniku takich przejść fazowych w obrębie otoczki geograficznej przemieszcza się duża ilość energii, „zasilając” różne procesy atmosferyczne, w szczególności cyklony tropikalne.

Para wodna i dwutlenek węgla służą jako naturalne filtry atmosferyczne, które blokują długofalowe promieniowanie cieplne z powierzchni ziemi. Dzięki temu istnieje Efekt cieplarniany, co określa całkowity wzrost temperatury powierzchni ziemi o 38°C (jej średnia wartość wynosi +15°C zamiast -23°C).

Cząsteczki aerozolu- Są to zawieszone pyły mineralne i wulkaniczne, produkty spalania (dym), kryształy soli morskich, zarodniki i pyłki oraz mikroorganizmy. Zawartość aerozolu decyduje o stopniu przezroczystości atmosfery. W wyniku aktywnej działalności antropogenicznej wzrosła zawartość pyłu w atmosferze. Eksperymenty pokazują, że gdy jest dużo pyłu, ilość promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi może się zmniejszyć, co prowadzi do zmian pogody i klimatu planety. Największe aerozole to jądra kondensacji- promują przemianę pary wodnej w kropelki wody (chmury).

Pionowa struktura atmosfery. Atmosfera jest podzielona na pięć powłok.

Nazywa się dolną część atmosfery bezpośrednio przylegającą do powierzchni ziemi troposfera. Rozciąga się nad biegunami do wysokości 8 km, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - do 10-11 km, nad równikiem - do 16-17 km. Tutaj koncentruje się około 80% całkowitej masy atmosfery. Obserwowany spadek temperatury w tej warstwie (średnio 0,6°C na 100 m) związany jest z rozszerzaniem się powietrza pod wpływem spadku ciśnienia zewnętrznego wraz z wysokością, a także z przenoszeniem ciepła z powierzchni ziemi. Przy średniej rocznej temperaturze powietrza dla całej Ziemi wynoszącej +15°C na poziomie morza, na górnej granicy troposfery spada ona do -56°C. Spadek temperatury powietrza i innych wielkości meteorologicznych nie zawsze się utrzymuje, a w niektórych przypadkach odbiega od normy, tworząc inwersje. Te ostatnie są zdeterminowane lokalnymi względami geograficznymi.

Właściwości fizyczne powietrza troposferycznego są w dużej mierze zdeterminowane przez charakter jego interakcji z powierzchnią znajdującą się pod spodem. Ze względu na ciągłe mieszanie powietrza jego skład na całej grubości troposfery jest stały. Troposfera zawiera większość całej wilgoci atmosferycznej.

W pobliżu górnej granicy troposfery znajduje się warstwa przejściowa - tropopauza grubość około 1 km. Pionowe prądy powietrza nie wznoszą się powyżej tropopauzy, ze względu na różnice w jego nagrzewaniu i nawilżaniu z powierzchni ziemi (konwekcja atmosferyczna).

Nad troposferą, do około 50 km, znajduje się stratosfera. Wcześniej uważano, że jest to warstwa izotermiczna, w której średnia temperatura wynosi -56°C. Jednak nowe dane wykazały, że izotermę obserwuje się tylko w jej dolnej części, do około 20 km, a na górnej granicy temperatura wzrasta do 0°C. Stratosferę pokrywa silna cyrkulacja pozioma z elementami ruchów pionowych, co przyczynia się do aktywnego mieszania powietrza. Zanieczyszczenia antropogeniczne są praktycznie wykluczone, przenikają tu jednak produkty intensywnych emisji wulkanicznych, utrzymując się dość długo i wpływając na promieniowanie kosmiczne, w tym słoneczne.

Cechą stratosfery jest warstwa ozonowa, w tworzeniu którego bierze udział następujący mechanizm fizykochemiczny. Ponieważ atmosfera selektywnie przepuszcza promieniowanie elektromagnetyczne ze Słońca, promieniowanie słoneczne rozkłada się nierównomiernie na powierzchni Ziemi. Tlen zawarty w powietrzu oddziałuje z krótkofalowym promieniowaniem ultrafioletowym (UV), a gdy cząsteczka tlenu O2 pochłonie światło UV o wystarczającej energii, ulega rozpadowi:

O 2 + światło UV → O + O

Tlen atomowy jest bardzo aktywny i przyłącza cząsteczkę tlenu, tworząc cząsteczkę ozonu:

tlen atomowy (O) + tlen cząsteczkowy (O 2) → ozon (O 3)

Zwykle ma to miejsce na wysokości około 25-28 km od powierzchni ziemi, gdzie tworzy się warstwa ozonowa. Ozon silnie adsorbuje promienie ultrafioletowe, które są szkodliwe dla organizmów żywych.

Nad stratosferą znajduje się na wysokości 80-90 km mezosfera. Temperatura w tej warstwie ponownie spada i osiąga -107°C. Na wysokości 75-90 km obserwuje się „nocne chmury” składające się z kryształków lodu.

Do wysokości około 800-1000 km występuje termosfera. Tutaj temperatura powietrza wzrasta ponownie do 220°C na wysokości 150 km i 1500°C na wysokości 600 km Powietrze termosfery składa się głównie z azotu i tlenu, ale powyżej 90-100 km krótkie fale promieniowania słonecznego powodują rozkład cząsteczek O 2 na atomy i dominuje tu tlen atomowy. Powyżej 325 km azot również dysocjuje. Stosunek azotu do tlenu, charakterystyczny dla dolnych warstw atmosfery (78 i 21%), zmienia się na wysokości 200 km i wynosi odpowiednio 45 i 55%. Pod wpływem promieni ultrafioletowych i kosmicznych cząsteczki powietrza w termosferze zostają naładowane elektrycznie, co jest odpowiedzialne za występowanie zorzy polarnej. Termosfera pochłania promieniowanie rentgenowskie z korony słonecznej i ułatwia propagację fal radiowych.

Znajduje się powyżej 1000 km egzosfera. Prędkość ruchu atomów i cząsteczek gazów osiąga tu trzecią prędkość kosmiczną (11,2 km/s), co pozwala im pokonać grawitację i rozproszyć się w przestrzeni kosmicznej.

Główne cechy cyrkulacji powietrza w troposferze. Cyrkulacja powietrza spowodowana jest nierównomiernym rozkładem ciśnienia atmosferycznego w pobliżu powierzchni ziemi, w wyniku czego powstają układy wiatry - kierunkowy ruch powietrza z obszaru wysokiego ciśnienia do obszaru niskiego.Pole ciśnienia złożony z różnych mas powietrza, składa się z odrębnych układów ciśnieniowych, wśród których znajdują sięcyklony (obszar niskiego ciśnienia w środku i powietrze poruszające się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara) iantycyklony (obszar wysokiego ciśnienia w środku i ruch powietrza zgodnie z ruchem wskazówek zegara), barycznyzagłębienia i zagłębienia Isiodła. Wyróżnićstały Ośrodki działania atmosferycznego to obszary wysokiego lub niskiego ciśnienia, które istnieją przez cały rok lub w określonej porze roku (nigi islandzkie i aleuckie, Azory, wyżyny hawajskie, syberyjskie). Dominujący transport mas powietrza i ich dynamika przejawiają się w pasaty, monsuny, bryzy cyrkulacje, w tworzeniu i migracji quasi-stacjonarnychfronty powietrzne na powierzchni Ziemi (npmiędzytropikalna strefa konwergencji) Szczególnie interesujące sąCyklony tropikalne, zwany Oceanem Atlantyckimhuragany, na Pacyfiku -tajfuny które w znaczący sposób zakłócają codzienne życie mieszkańców wielu krajów przybrzeżnych Ameryki Środkowej, Azji Południowo-Wschodniej i innych regionów. Głównymi parametrami układów ciśnieniowych są trajektoria, prędkość ruchu, promień działania, ciśnienie atmosferyczne w środku formacji. Poruszające się cyklony wpływają na znajdującą się pod spodem powierzchnię, zakłócając normalny rozkład wielkości hydrometeorologicznych, powodując burze na lądzie i morzu.