Състав и структура на земната кора. Вътрешно устройство на Земята

Основната характеристика на структурата на Земята е разнородността на физическите свойства и диференциацията на състава на материята по радиуса с отделянето на редица черупки. За непосредствено наблюдение са достъпни горните хоризонти на земната кора (до дълбочини 15-20 km), които са открити от рудници, шахти и сондажи. По-дълбоките зони на Земята се изследват с помощта на набор от геофизични методи (сеизмичният метод е от особено значение).

Въз основа на сеизмичните данни се разграничават три района на Земята.

Земната кора "Sial" (слой А според Булен) е твърдата горна обвивка на Земята. Дебелината е 5-12 км под океанските води, 30-40 км в равнинните райони и до 50-75 км в планинските райони.

Земната мантия (Sima) е под Земята на Земята до дълбочина от 2900 km. Мантията е разделена на горна B и C (до 900-1000 km) и долна (900-1000 до 2900 km) мантия.

Ядрото на Земята (Nife). Има външно ядро ​​(E) до 4980 km, преходен слой 4980-5120 km и вътрешно ядро ​​под 5120 km.

GC е отделен от мантията чрез доста рязка сеизмична граница. Този участък се нарича граница на Мохоровичич.

Астеносферата е слой от сравнително по-малко плътни скали в слой В на горната мантия. Тук се наблюдава намаляване на скоростта на сеизмичните вълни и увеличаване на електрическата проводимост. Дълбочините на астеносферния слой са различни.

Литосферата е твърд надстеносферен слой на мантията заедно с териториалната кора.

земната кора. Има 4 типа: континентален, океански, субконтинентален, субокеански.

Континентален тип. Дебелината му: равнини (35-40 km), планини (55-70 km). Структурата включва седиментен слой, гранит и базалт. Седиментният слой е представен от седиментни скали. Гранит - гранити, гранитни магнити, метаморфозирани скали. Basaltic - базалтови скали.

Океански тип, характерен за дъното на Световния океан. Дебелината варира от 5 до 12 km. Състои се от три слоя: седиментен (рохкави морски седименти), базалт (базалтови лави), габро-серпентинит (магмени и основни скали).

Субконтинентален тип. Близо до континентален. Разпространен в покрайнините на континентите и в района на островните дъги. Представен е от следните слоеве: седиментно-вулканичен (0,5-5 km), гранитен (до 10 km), базалт (15-40 km).

Подокеански тип. Ограничени до басейните на маргиналните и вътрешните морета (Охотско, Японско, Средиземно, Черно и др.). По структура тя е близка до океанската, но се различава от нея по увеличената дебелина на седиментния слой. В някои случаи дебелината му достига 10 km.

Мантия. Слой Б (слой на Гутенберг) – твърдо агрегатно състояние, дълбочина до 410 km, плътност 4,3 g/cm3. Слой C (слой на Голицин) – 400-1000 km, отличаващ се с геофизика. Слой D (долна мантия) – D’ (1000-2700 km) и D” (2700-2900 km) е с висока плътност, там се извършва диференциация на материята, която е съпроводена с отделяне на голямо количество енергия.

Ядро. Слой E (външно ядро) – дълбочина 2900-4980 km, течно агрегатно състояние, плътност 10 g/cm3. Слой F (между външното и вътрешното ядро) – 4980-5120 km, твърдо агрегатно състояние. Слой G (централно ядро) – химичен състав Fe 90%, Ni 10%, твърдо агрегатно състояние, близко до топене поради високо налягане, плътност 13-14 g/cm3.

Класификация и основни характеристики на седиментните скали

Седиментните скали се образуват в повърхностната част на зоната в резултат на разрушаване и повторно отлагане на съществуващи скали (пясъчник, глина), утаяване от водни разтвори (каменна сол, гипс) и жизнената дейност на организми и растения (корали варовик, въглища).

Седиментните скали са по-малко плътни от магмените и метаморфните скали и често са порести. Те се срещат под формата на слоеве, тяхната дебелина се характеризира с наслояване. Седиментите съдържат фосилни останки от организми, а някои от тях се състоят изцяло от черупки. По-голямата част от натрупванията на нефт и газ са затворени в обсадата.

Всички седиментни скали се делят на кластични, глинести, хемогенни, органогенни и смесени.

Кластичните седименти се образуват поради натрупването на продукти от механично разрушаване на съществуващи скали. Глинените скали се състоят от 50% или повече глинести минерали и фин материал (<0,01 мм) - пелита. Группу хемогенных составляют породы, образовавшиеся в результате выпадения из истинных и коллоидных водных растворов. Осаждение их чаще всего происходит в лагунах и озерах. В группу органогенных выделяют продукты жизнедеятельности организмов, главным образом, скелетные остатки морских, реже пресноводных беспозвоночных.

Кластични и глинести скали. Въз основа на размера на съставните фрагменти се разграничават едри, песъчливи, тинести и пелитни кластични скали.

Глинестите скали заемат междинно положение между чисто химичните и кластичните скали. При класифицирането на кластичните скали се взема предвид и формата на фрагментите (заоблени и незаоблени), както и наличието или отсъствието на циментиращ материал. Едрите отломки се натрупват близо до рушащи се скали. Докато се отдалечавате, срещате средно-кластични (пясъчни), фино-кластични (наноси) и фино-кластични (пелитни) скали. От обломъчните и глинестите скали най-разпространени са пясъчниците, алевролитите и глините.

Хемогенни скали. Тази група включва варовици, каменна сол, гипс и други мономинерални скали. Тяхната характерна черта е липсата на органични остатъци. Те се образуват в резултат на утаяване на соли от водни разтвори.

Органогенни скали. Те са представени от варовиково-черупчести скали, креда за писане, както и въглища, асфалт, нефтени шисти и др. Образуват се в резултат на натрупване на органични остатъци след смъртта на животни и растения. В някои скали тези останки се виждат с просто око. Други скали, като креда за писане, са съставени от твърди варовити скелети на микроорганизми. И накрая, третата (въглища, асфалти и др.) Са скали, които заедно с минералния компонент съдържат вещества от органичен произход.

Смесени породи. Тази група скали включва мергели, песъчливи и глинести варовици и др. Такива скали се състоят от кластичен и друг материал (химичен или органичен произход).

Физически полета на Земята

Физическите полета, създадени от планетата като цяло и отделни изолирани тела, се определят от набора от свойства, присъщи на всеки физически обект. Ето защо изследването на геофизичните полета е особено важно при изследване на физичните свойства на скалите в проби и масиви.

Гравитационно поле

Същност и характеристики на гравитационното поле. Огромната маса на Земята е причината за съществуването на гравитационни сили, които действат върху всички тела и обекти, разположени на нейната повърхност. Пространството, в което се проявяват гравитационните сили на Земята, се нарича гравитационно поле или гравитационно поле. Тя отразява характера на разпределението на масите във вътрешността на планетата и е тясно свързана с фигурата на Земята. Всяка точка от земната повърхност се характеризира със собствена величина на гравитацията; в центъра на Земята силата на гравитацията е нула Големината на силата на гравитацията се изразява в галове. Характеристиките на гравитационното поле се измерват с помощта на гравиметри, по-рядко с инструменти с махало.

Средната гравитация на земната повърхност е 979,7 галона. Големината на гравитацията естествено нараства от екватора към полюсите - от 978.04 до 983.24 gal. За всяка точка от земната повърхност, при допускане на хомогенност на масите, може да се изчисли теоретичната стойност на гравитацията. Отклоненията на действителните стойности на гравитацията от теоретично изчислените, поради неравномерно разпределение на масите и други причини, се наричат ​​гравитационни аномалии. Съществена характеристика на гравитационното поле на Земята е сравнителното му постоянство през определени интервали от време. При различни геотектонични процеси, водещи до движение на маси и частично преструктуриране на структурата на Земята, настъпват промени и в гравитационното поле. В същото време, по естеството, посоката и големината на промените в полевите елементи, можете да прецените характеристиките на тектоничните процеси и техните резултати. Маркирайте регионаленИ местенаномалии на гравитационното поле. Първите заемат площи от десетки и стотици хиляди квадратни километри и се характеризират с висока интензивност (десетки - стотици милигали). В рамките на регионалните аномалии се появяват локални аномалии.

Модели на разпределение на гравитационни характеристикила.Природата на гравитационното поле на основните структурни елементи на земната кора в момента се счита за установена. Земно притеглянеполе за площ на платформатасъс спокоен релеф, независимо от възрастта на кристалната основа, е от същия тип по природа. На платформите се записва редуване на положителни и отрицателни аномалии с малка площ с интензитет от десетки милигали. Аномалиите от този тип се причиняват главно от структурата (разпределението на масата) на кристалната основа на платформи и по-дълбоки хоризонти на земната кора, разположени на дълбочина от първите десетки километри. Гравитационно поле на планински гънкови областихарактеризиращ се с разнородност и сложна структура, в зависимост от възрастта (етап на геосинклинално развитие).

Изследването на гравитационните полета се извършва с цел идентифициране на структурните характеристики на земната кора, идентифициране на големи тектонични нарушения, тектонско райониране на земната кора, установяване на границите на нефт и газ, въглища и рудоносни зони и региони, като както и за търсене и проучване на минерални находища (желязо, хромити, мед, полиметали, сяра, минерални соли и др.).

Термиченполе

Същност на топлинното поле . Термичният режим на Земята е много сложен, тъй като планетата е във взаимодействие на два противоположно насочени процеса - едновременно поглъща и излъчва топлина. Топлинното поле се формира от външни и вътрешни източници.Основният източник на външна енергия е слънчевата радиация . Лъчистата енергия на Слънцето, получена от земната повърхност, е средно 8,4 J/(cm 2 min).

Източниците на вътрешна топлина на Земята са: радиоактивен разпад на елементи; енергия на гравитационната диференциация на материята; остатъчна топлина, задържана от образуването на планетата; екзотермичен ефект на полиморфни, електронни, фазови преходи и химични реакции; топлина, свързана с действието на неутрино; еластична енергия, освободена от земетресения; топлина, причинена от процеси на приливно триене и др. Понастоящем стойностите на вътрешната топлина на Земята са приблизително оценени и е установено, че най-важната от тях е радиоактивността на химичните елементи на Земята, основната част от които е концентрирана в горната част на планетата.

Структура на топлинното поле. Въз основа на температурните условия земната кора се разделя на горна (слънчева) и долна (геотермална) зона. В горната зона (до 30 - 40 m) се усеща влиянието на проникваща слънчева топлина. Температурните условия на геотермалната зона се определят от дълбока топлина. Температурните колебания, причинени от слънчевата радиация, включват дневни, сезонни, годишни и вековни. Колкото по-дълъг е периодът на колебания в повърхностните температури, толкова по-дълбоко тези колебания проникват в дълбините.

Практическо използване на топлината на Земята.В съвременните условия топлинната енергия от недрата става конкурентна на традиционните енергийни източници (въглища, нефт, газ, ядрено гориво). В допълнение, развитието на геотермални находища (термални води). Изследването на термичното поле на Земята е необходимо и за прогнозиране на условията за подземно копаене на находища на въглища и руди. И накрая, топлинният режим на подпочвения слой е индикатор за находища на горими минерали и сулфидни руди. Поради това параметрите на аномалното топлинно поле се използват по време на търсене и проучване.

Магнитно поле.

Същност, структура и характеристики на магнитното поле. Около земното кълбо и вътре в него има магнитно поле. Според космически изследвания той се простира отвъд планетата на разстояние, надвишаващо десет пъти радиуса на Земята, образувайки магнитосферата.

Магнитното поле на Земята влияе върху ориентацията на феромагнитните минерали (магнетит, илменит, титаномагнетит, хематит, пиротит) в скалите. Този ефект възниква, когато твърди феромагнитни минерали плуват в стопилката по време на втвърдяването на магмени скали или в разтвор по време на образуването на седиментни скали. Най-силно на магнитното поле на Земята реагират ултраосновни и основни магмени скали (базалти, габро, перидотити, серпентинити) и червени континентални пясъци от седиментен произход. Въз основа на изследването на ориентацията на феромагнитните минерали (но само в напълно непроменени и неразместени скали) е възможно да се определи посоката на магнитното поле през периода на образуване на съответната скала. Тези изследвания на палеомагнетизма, т.е. "изкопаемо" намагнитване на скалите в момента придобива голямо значение.

Скалите се различават значително по своите магнитни свойства и могат да бъдат разделени на силно магнитни, слабо магнитни и практически немагнитни. Като правило, с намаляване на основността на скалите, техните магнитни свойства отслабват, които въз основа на тази характеристика могат да бъдат класифицирани в следните серии: ултраосновни, основни, междинни и киселинни магматични образувания, теригенни, органогенни и хидрохимични седиментни скали .

Тъй като скалите с повишени магнитни свойства обикновено образуват изолирани тела и слоеве сред слабо магнитни скали, морфологията на тяхната изолация определя структурата и формата на магнитните аномалии. Регионалните и локалните магнитни аномалии се различават една от друга по ред, интензитет, градиенти, площи, размери, очертания в план и вертикален разрез.

Една от най-големите локални магнитни аномалии в света е Курск, причинена от сравнително плиткото поява на железни кварцити. Тук стойностите на магнитната деклинация варират от 10 до 180°, а наклоните от 40 до 90°.

Изследването на аномалното магнитно поле, получено в резултат на аеромагнитни, хидромагнитни и наземни изследвания, в момента се използва широко за изследване на структурата на земната кора, за търсене и изследване на различни минерали.

Тясно свързано с магнетизма на Земята е нейното естествено електрическо (телурично) поле, което е най-малко проучено от всички физически полета на планетата. В момента има твърде малко информация за структурата и времевите вариации на електрическото поле. Външните и вътрешните фактори, които определят електрическото поле, не са установени с достатъчна надеждност.

Предполага се (T. Rikitaki), че в допълнение към изкуствените смущения почти всички флуктуации на телуричните токове са причинени от електромагнитна индукция вътре в Земята поради промени във времето на външното магнитно поле. Факторите, предизвикващи телуричните течения, включват също: стратосферно-електрични процеси (йоносферни трептения, полярни сияния); гранично-електрични процеси (филтрационно-електрични процеси, конвекционни токове в долните слоеве на атмосферата, гръмотевични процеси и др.); литосферно-електрични процеси (контактни напрежения, термоелектрични и електрохимични процеси); геомагнитни вариации, причинени от океански приливни течения; свързани със земетресения; с вулканична дейност; дълбоки термодинамични процеси.

В момента, въз основа на използването на естественото електрическо поле на Земята, са разработени геофизични методи за изследване на вътрешната структура на земната кора, търсене и проучване на минерални находища.

Видове поява на седиментни скали (съвместими, несъгласувани, хоризонтални, моноклинални, нагънати, клиноформи)

Основната форма на поява на седиментни скали е слой или слой. Слой(слой) е геоложко тяло, съставено от хомогенна седиментна скала, ограничена от две успоредни повърхности на легла, имаща приблизително постоянна дебелина и заемаща значителна площ. Редица слоеве или слоеве, които се припокриват (припокриват) и лежат един върху друг и са обединени според някаква характеристика (геоложка възраст, произход, петрографска характеристика и т.н.), се наричат свита. В разкритията могат да се наблюдават слоеве от скали. Голотаслоеве (слоеве) от скали се нарича тяхното излагане на повърхността на Земята.

Повърхността, ограничаваща образуването отдолу, се нарича подметка, горе - покрив. Слоевете от седиментни морски скали са с най-постоянна дебелина на големи площи. Континенталните отлагания се характеризират с по-малко постоянна дебелина на слоевете, които също се характеризират с лещовидни и гнездовидни форми на поява.

Първоначалното поява на седименти е почти хоризонтално в повечето случаи. Всяко отклонение на слоевете от първоначалното им хоризонтално положение се нарича дислокация (смущение). Дислокациите възникват, без да се нарушава непрекъснатостта на слоевете ( пликативен дислокации) и с празнина ( дизюнктивни дислокации). Всички дислокации са резултат от движения в земната кора.

При съобразно поява на скалиграниците на слоевете са почти успоредни. Това положение на границите се запазва дори при наклонени и нагънати образувания. Характерна особеност на конформната поява е и последователното поява на по-млади слоеве върху по-стари. Образуването на скалите е станало в условията на последователно потъване и непрекъснато натрупване на седименти.

При по-сложно геоложко развитие скалите могат да се окажат в условия несъответстващо явление. Особеност на този тип възникване е наличието в секцията на т.нар ерозионни повърхности (несъответствия), което показва наличието на прекъсване на седиментацията. На тази повърхност има контакт между скали със значителни разлики във възрастта.

Делтови отлагания: условия на образуване, литоложки състав, условия на поява, палеогеографски карти.

Якушов “Обща геология”:Делта. Когато реката се влее в морето, скоростта на потока рязко спада и всички остатъци, донесени от реката, падат на дъното на крайбрежната част на резервоара, образувайки Детайлен наносен конус.Постепенно нараствайки на ширина и височина към морето, тя започва да излиза на повърхността под формата на делта с връх, обърнат към реката, и основа, разширяваща се и наклонена към морето. Терминът "делта" е използван за първи път за обозначаване на ветрилото на Нил поради сходството му по форма с гръцката буква ∆. Делтите се образуват при сравнително малка дълбочина на морето, изобилие от отломки, донесени от реката до устието, липса на приливи и отливи и силни крайбрежни течения и, най-важното, когато скоростта на натрупване на седименти преобладава над скоростта на тектонски слягания или е равен на тях. Делтата на сушата се превръща в подводна делта,или аванделта.Ако морето е сравнително плитко, коритото на реката бързо се затрупва с утайки и вече не може да премине през цялото количество придошла речна вода. В резултат на това реката търси изход от създадения затънтеност, пробива бреговете и образува нови допълнителни корита. В резултат на това се получава система от разклонени канали, т.нар ръкави,или канали.Ярък пример за многоклонова делта е делтата на реката. Волга (фиг. 7.21). Каналите разделят делтата на отделни малки и големи острови. В близост до големи канали се образуват брегове на речните корита - гриви,съставен от пясъчен и песъчливо-глинен материал, а между тях има вдлъбната част от острова с глинеста покривка, понякога заета от езеро или блатиста. С развитието на делтата отделни канали постепенно стават плитки, умират и се превръщат в малки езера или блата. При всяко наводнение делтата на реката променя формата си: издига се, разширява се и се удължава към морето. В резултат на това в устията на редица реки се образуват обширни алувиално-делтови равнини със сложен релеф и съотношение на различни генетични типове седименти.

Размерите на делтите са различни. Най-големият размер (дължина над 1000 км, ширина 300-400 км) достига огромна алувиално-делтаична равнина, която представлява слети делти на реките Жълта и Яндзъ. Общата алувиално-делтова равнина на реките Брахмапутра и Ганг и реката, прилежаща към тях от югозапад, има подобни размери. Маханади. Площта на делтите на реките Тигър и Ефрат е 48 000 km2, Лена - около 28 000, Волга - около 19 000 km2. Делтите растат на ширина и към морето с различна скорост. Според М. В. Кленова, преди регулирането на течението на Волга, нейната делта се е увеличила средно със 170 m годишно (виж фиг. 7.21).

Делта зоните също се характеризират с миграция на канала с течение на времето. Така че, като се започне от 1852 г., главният канал на реката. Жълтата река минава на север от Шандонг, а преди това е била в южната част на делтата, заобикаля Шандонг от юг и се влива в морето на разстояние 480 км от съвременното му устие. Незначителната височина и равнинната повърхност на делтата допринасят за резки промени в посоката на течението на реката. Жълтата река, която причинява катастрофални наводнения.

Делтата на реката е особена. Мисисипи. Реката разширява коритото си към морето под формата на дълбоки канали като пръсти (делта на птичи крак). Тази уникалност на делтата се обяснява с факта, че реката носи голямо количество предимно тънки тини, които се отлагат върху частите на речното корито, образувайки водоустойчиви диги. Напредването на един такъв канал в Мексиканския залив е 75 m годишно. Втората характерна черта на делтата на реката. Мисисипи - образуването му при условия на потъване на земната кора при същата скорост на натрупване на делтови седименти. В резултат на това дебелината на делтовите седименти достига много стотици метри. Според А. Холмс сондажът е разкрил дебелина от около 600 m, а реалната дебелина на делта отлаганията, оценена от геофизични данни, е много по-голяма. В същото време в редица други реки дебелината на делтовите наноси не надвишава нормалната дебелина на перстративния алувий.

Делта депозити. В речните делти има отлагания с различен състав и генезис: 1) алувиални отлагания на руслови канали, представени в равнинните реки от пясъци и глини, в планинските реки - от по-груб материал; 2) езерни седименти, образувани в затворени водоеми - отсечени канали или долни части на междуканални острови, представени предимно от глинести седименти, богати на органично вещество; 3) блатни отлагания - торфени блата, които се появяват на мястото на обрасли езера; 4) морски седименти, образувани по време на вълни. Тези отлагания се заменят както хоризонтално, така и вертикално, поради честите движения на каналните канали, които са свързани с преноса и натрупването на канални седименти, образуването на езера, различни депресии, заблатяване и други процеси. В редица случаи се наблюдават ветрове на делтови седименти и образуване на еолови отлагания и релефни форми.

В допълнение към натрупването на кластичен материал в подводните делти и в предустието на морето, понякога има утаяване на вещества, донесени от реките в разтвор, главно колоиден (Fe, Mn, A1 и др.) Под влияние на на солена морска вода, настъпва тяхната коагулация (лат. "коагулация" - коагулация). В устията на реките също често се наблюдава утаяване на органични колоиди. Коагулиращият ефект на морската вода е особено забележим по време на наводнения, когато речните потоци са много мътни

От лекции: делтовите седименти се натрупват извън реката под формата на алувиално ветрило. Имат трислойна структура. Най-горният слой е камъчета, напластяването е хоризонтално. Средният слой е пясък, напречен слой. Долният слой е глина, хоризонтално напластяване. Тези находища са обогатени с растителни седименти и следователно са обещаващи за нефт и газ.

Методи за определяне на възрастта на скалите. Геохронологична таблица. Местни, регионални и общи стратиграфски скали.

От лекциите:Абсолютната възраст е периодът от време, изминал от образуването на скалите, тоест години.

Относителната възраст е възрастта на скалите в сравнение със скалите над или под тях.

Дефинирайте абсолютна възраствъзможно с помощта на метода на ядрената геохронология. Тези методи се основават на разпадането на радиоактивни елементи. Скоростта на разпадане е постоянна и не зависи от каквито и да е условия на Земята. Познавайки времето на полуразпад на даден елемент, може да се определи възрастта на минерала и неговото съдържание.

Основни методи на ядрената геохронология:

Водя

Рубидий-стронций

Радиовъглеродно датиране

калий-аргон

Калиево-аргонов методопределя възрастта на скалите, съдържащи калий и аргон, които са се образували близо до или на земната повърхност и впоследствие не са били подложени дори на лека топлина и налягане. Възрастов диапазон от 100 милиона години и повече.

Рубидий-стронциев методизползва се само за скали, тъй като при определени условия могат да възникнат химични реакции между минералите. Възрастов диапазон от 5 милиона години и повече.

Метод на оловотое най-съвършеният. Определяне на възрастта на скалите, образувани през геоложката история на Земята, възрастта на метеоритите, скалите на планетите от Слънчевата система и спътниците. Възрастов диапазон от 30 милиона години и повече.

Радиовъглероден методизползвани в археологията. Да се ​​определи възрастта на най-младите седименти на земната кора. Възрастов диапазон от 2 до 60 хиляди години ± 200 години.

Земята, подобно на много други планети, има слоеста вътрешна структура. Нашата планета се състои от три основни слоя. Вътрешният слой е ядрото, външният е земната кора, а между тях е мантията.

Ядрото е централната част на Земята и се намира на дълбочина 3000-6000 км. Радиусът на ядрото е 3500 км. Според учените ядрото се състои от две части: външната - вероятно течна, и вътрешната - твърда. Температурата на ядрото е около 5000 градуса. Съвременните представи за ядрото на нашата планета са получени чрез дългосрочни изследвания и анализ на получените данни. Така е доказано, че в ядрото на планетата съдържанието на желязо достига 35%, което определя характерните му сеизмични свойства. Външната част на ядрото е представена от въртящи се потоци от никел и желязо, които добре провеждат електрически ток.Произходът на магнитното поле на Земята е свързан именно с тази част на ядрото, тъй като глобалното магнитно поле се създава от протичащи електрически токове в течната субстанция на външното ядро. Поради много високата температура, външното ядро ​​има значително влияние върху областите на мантията, които са в контакт с него. На някои места възникват огромни топлинни и масови потоци, насочени към земната повърхност. Вътрешното ядро ​​на Земята е твърдо и също има висока температура. Учените смятат, че това състояние на вътрешната част на ядрото се осигурява от много високо налягане в центъра на Земята, достигащо 3 милиона атмосфери. С увеличаване на разстоянието от повърхността на Земята се увеличава компресията на веществата, много от които преминават в метално състояние.

Междинният слой - мантията - покрива ядрото. Мантията заема около 80% от обема на нашата планета, тя е най-голямата част от Земята. Мантията е разположена нагоре от ядрото, но не достига повърхността на Земята, а отвън е в контакт със земната кора. По принцип материалът на мантията е в твърдо състояние, с изключение на горния вискозен слой с дебелина приблизително 80 km. Това е астеносферата, преведена от гръцки като „слаба топка“. Според учените материалът на мантията непрекъснато се движи. Тъй като разстоянието от земната кора се увеличава към ядрото, материалът на мантията преминава в по-плътно състояние.

Отвън мантията е покрита от земната кора - здрава външна обвивка. Дебелината му варира от няколко километра под океаните до няколко десетки километра в планинските вериги. Земната кора представлява само 0,5% от общата маса на нашата планета. Съставът на кората включва оксиди на силиций, желязо, алуминий и алкални метали. Континенталната кора е разделена на три слоя: седиментен, гранитен и базалтов. Океанската кора се състои от седиментни и базалтови слоеве.

Литосферата на Земята се образува от земната кора заедно с горния слой на мантията. Литосферата е съставена от тектонични литосферни плочи, които сякаш се „плъзгат“ по астеносферата със скорост от 20 до 75 mm годишно. Движещите се една спрямо друга литосферни плочи са различни по размер, а кинематиката на движение се определя от тектониката на плочите.

Видео презентация "Вътрешно устройство на Земята":

Презентация "Географията като наука"

Свързани материали:

Всъщност това е доста прост въпрос, разбира се, ако имате поне малка представа за структурата на нашата планета. Като цяло, за тези, които пропуснаха географията, не само ще отговоря, но и накратко ще говоря за това как работи нашата Земя. :)

Дебелина на вътрешните слоеве на Земята

Нашата планета, както повечето други, далеч не е хомогенна, а е представена под формата на „пай“ - слоеве, разположени един върху друг. Според данните, получени от изучаването на вътрешната структура на планетата, учените са успели да изчислят приблизителната мощност на всеки:

• ядро - общият радиус на течната и твърдата част е 3500 км;
• мантия - дебелина на слоя не повече от 2900 km;
• кора - варира между 10-120 км.

Така се оказва, че най-мощна е мантията – до 85% от общата маса на Земята.

Структурата на планетата Земя

И така, в централната му част има ядро. Според повечето учени тя е представена от две части: външна и вътрешна. В същото време вътрешната част е твърда, което не може да се каже за външния слой. Това обаче е само хипотеза, базирана на дългогодишни изследвания и задълбочен анализ. Но няма съмнение, че основното вещество на ядрото, или по-скоро вътрешната му част, е представено от желязо - до 38%. Що се отнася до външния слой, той се формира от бавно въртящи се потоци от желязо и никел. Между другото, именно с тази характеристика се свързва феноменът на магнитното поле на планетата.

По-нататък, към повърхността, има мантията - до 85% от общия обем на Земята, което всъщност прави тази част най-голямата. По-голямата част от него е представена от твърда материя, но горната част - до 100 километра, е вискозна и покрита с кора - външна, здрава обвивка. Съдържа следните слоеве:

• базалтов;
• гранит;
• седиментен.

Освен това се прави разлика между океанската кора, покрита с вода, и тази, която е станала основа на континентите - континенталната кора. Всеки тип има определени характеристики, но основната разлика е липсата на гранитен слой в океанския тип.

Методи за изследване на вътрешния строеж и състав на Земята

Методите за изследване на вътрешния строеж и състав на Земята могат да се разделят на две основни групи: геоложки методи и геофизични методи. Геоложки методисе основават на резултатите от директно изследване на скални слоеве в разкрития, минни изработки (мини, штолги и др.) и кладенци. В същото време изследователите имат на разположение целия арсенал от методи за изследване на структурата и състава, което определя високата степен на детайлност на получените резултати. В същото време възможностите на тези методи за изследване на дълбините на планетата са много ограничени - най-дълбокият кладенец в света има дълбочина само -12262 m (Kola Superdeep в Русия), дори по-малки дълбочини се постигат при пробиване на океанско дъно (около -1500 м, сондиране от борда на американския изследователски кораб Glomar Challenger). По този начин дълбочини, които не надвишават 0,19% от радиуса на планетата, са достъпни за директно изследване.

Информацията за дълбоката структура се основава на анализа на получените косвени данни геофизични методи, главно моделите на промени с дълбочина в различни физични параметри (електропроводимост, механичен качествен фактор и др.), измерени по време на геофизични изследвания. Разработването на модели на вътрешната структура на Земята се основава предимно на резултатите от сеизмичните изследвания, базирани на данни за моделите на разпространение на сеизмичните вълни. В източника на земетресения и мощни експлозии възникват сеизмични вълни - еластични вибрации. Тези вълни се делят на обемни вълни - разпространяващи се в недрата на планетата и ги "прозиращи" като рентгенови лъчи, и повърхностни вълни - разпространяващи се успоредно на повърхността и "сондиращи" горните слоеве на планетата на дълбочина от десетки до стотици километри.
Телесните вълни от своя страна се делят на два вида – надлъжни и напречни. Надлъжните вълни, които имат висока скорост на разпространение, са първите, които се регистрират от сеизмичните приемници; те се наричат ​​първични или P-вълни ( от английски първичен - първичен), по-бавните напречни вълни се наричат ​​S-вълни ( от английски вторичен - вторичен). Напречните вълни, както е известно, имат важна характеристика - те се разпространяват само в твърда среда.

На границите на среди с различни свойства вълните се пречупват, а на границите на резки промени в свойствата, в допълнение към пречупените, възникват отразени и обменени вълни. Срязващите вълни могат да имат изместване, перпендикулярно на равнината на падане (SH вълни) или изместване, разположено в равнината на падане (SV вълни). Когато преминават границите на среди с различни свойства, SH вълните изпитват нормално пречупване, а SV вълните, в допълнение към пречупените и отразените SV вълни, възбуждат P вълни. Така възниква сложна система от сеизмични вълни, „прозиращи“ недрата на планетата.

Чрез анализиране на моделите на разпространение на вълните е възможно да се идентифицират нееднородности в недрата на планетата - ако на определена дълбочина се регистрира рязка промяна в скоростите на разпространение на сеизмичните вълни, тяхното пречупване и отражение, можем да заключим, че при тази дълбочина има граница на вътрешните обвивки на Земята, различаващи се по своите физически свойства.

Изследването на пътищата и скоростта на разпространение на сеизмичните вълни в недрата на Земята позволи да се разработи сеизмичен модел на нейната вътрешна структура.

Сеизмичните вълни, разпространяващи се от огнището на земетресението дълбоко в Земята, изпитват най-значителни резки промени в скоростта, пречупват се и се отразяват върху сеизмични участъци, разположени на дълбочина 33 кмИ 2900 кмот повърхността (виж фигурата). Тези резки сеизмични граници позволяват да се раздели вътрешността на планетата на 3 основни вътрешни геосфери – земна кора, мантия и ядро.

Земната кора е отделена от мантията с рязка сеизмична граница, при която скоростта както на надлъжните, така и на напречните вълни рязко нараства. Така скоростта на срязващите вълни се увеличава рязко от 6,7-7,6 km/s в долната част на кората до 7,9-8,2 km/s в мантията. Тази граница е открита през 1909 г. от югославския сеизмолог Мохоровичич и впоследствие е наречена граница Мохоровичич(често наричана накратко граница на Мохо или М граница). Средната дълбочина на границата е 33 km (трябва да се отбележи, че това е много приблизителна стойност поради различната дебелина в различните геоложки структури); в същото време под континентите дълбочината на участъка Мохоровичичи може да достигне 75-80 km (което се записва под млади планински структури - Андите, Памир), под океаните намалява, достигайки минимална дебелина от 3-4 км.

В дълбочина се записва още по-остра сеизмична граница, разделяща мантията и ядрото 2900 км. В този сеизмичен участък скоростта на P-вълната пада рязко от 13,6 km/s в основата на мантията до 8,1 km/s в ядрото; S-вълни - от 7,3 km/s до 0. Изчезването на напречните вълни показва, че външната част на ядрото има свойствата на течност. Сеизмичната граница, разделяща ядрото и мантията, е открита през 1914 г. от немския сеизмолог Гутенберг и често се нарича Граница на Гутенберг, въпреки че това име не е официално.

Резки промени в скоростта и естеството на преминаване на вълните са регистрирани на дълбочини от 670 км и 5150 км. Граница 670 кмразделя мантията на горна мантия (33-670 km) и долна мантия (670-2900 km). Граница 5150 кмразделя ядрото на външна течност (2900-5150 км) и вътрешно твърдо тяло (5150-6371 км).

Значителни промени се отбелязват и в сеизмичния разрез 410 км, разделяйки горната мантия на два слоя.

Получените данни за глобалните сеизмични граници дават основата за разглеждане на съвременен сеизмичен модел на дълбинната структура на Земята.

Външната обвивка на твърдата Земя е земната кора, ограничена от границата на Мохоровичич. Това е сравнително тънка черупка, чиято дебелина варира от 4-5 км под океаните до 75-80 км под континентални планински структури. Горната кора е ясно видима в състава на централната кора. седиментен слой, състоящ се от неметаморфозирани седиментни скали, сред които може да присъстват вулкани, и под него консолидирани, или кристален,кора, образувана от метаморфозирани и магмени интрузивни скали.Съществуват два основни типа земна кора – континентална и океанска, коренно различни по структура, състав, произход и възраст.

Континентална коралежи под континентите и техните подводни граници, има дебелина от 35-45 km до 55-80 km, в разреза му се разграничават 3 слоя. Най-горният слой обикновено е съставен от седиментни скали, включително малко количество слабо метаморфозирани и магмени скали. Този слой се нарича седиментен. Геофизично се характеризира с ниски скорости на P-вълните от порядъка на 2-5 km/s. Средната дебелина на седиментния слой е около 2,5 km.
По-долу е горната кора (гранит-гнайс или „гранитен” слой), съставена от магмени и метаморфни скали, богати на силициев диоксид (средно съответстващ по химичен състав на гранодиорита). Скоростта на P-вълните в този слой е 5,9-6,5 km/s. В основата на горната кора се разграничава сеизмичен разрез на Conrad, отразяващ увеличаване на скоростта на сеизмичните вълни по време на прехода към долната кора. Но този участък не се записва навсякъде: в континенталната кора често се записва постепенно увеличаване на скоростите на вълните с дълбочина.
Долната кора (гранулитно-мафичен слой) се характеризира с по-висока скорост на вълната (6,7-7,5 km/s за P-вълни), което се дължи на промяна в състава на скалите при прехода от горната мантия. Според най-приетия модел съставът му съответства на гранулит.

В образуването на континенталната кора участват скали от различни геоложки възрасти, до най-древните, на около 4 милиарда години.

Океанска кораима сравнително малка дебелина, средно 6-7 km. В напречното му сечение в най-общ вид могат да се разграничат два пласта. Горният слой е седиментен, характеризиращ се с малка дебелина (средно около 0,4 km) и ниска скорост на P-вълните (1,6-2,5 km/s). Долният слой е "базалтов" - съставен от основни магмени скали (отгоре - базалти, отдолу - основни и ултрабазични интрузивни скали). Скоростта на надлъжните вълни в „базалтовия” слой се увеличава от 3,4-6,2 km/s в базалтите до 7-7,7 km/s в най-ниските хоризонти на кората.

Възрастта на най-старите скали от съвременната океанска кора е около 160 милиона години.

МантияТова е най-голямата вътрешна обвивка на Земята по отношение на обем и маса, ограничена отгоре от границата на Мохо и отдолу от границата на Гутенберг. Състои се от горна мантия и долна мантия, разделени от граница от 670 км.

Според геофизичните характеристики горната мания е разделена на два слоя. Горен слой - подкорова мантия- простира се от границата на Мохо до дълбочини от 50-80 км под океаните и 200-300 км под континентите и се характеризира с плавно увеличаване на скоростта както на надлъжните, така и на напречните сеизмични вълни, което се обяснява с уплътняването на скалите поради литостатичното налягане на горните пластове. Под подкоровата мантия до глобалната граница от 410 km има слой с ниски скорости. Както подсказва името на слоя, скоростите на сеизмичните вълни в него са по-ниски, отколкото в подкоровата мантия. Освен това в някои райони има лещи, които изобщо не пропускат S-вълни, което дава основание да се твърди, че материалът на мантията в тези райони е в частично разтопено състояние. Този слой се нарича астеносфера ( от гръцки "asthenes" - слаб и "sphair" - сфера); терминът е въведен през 1914 г. от американския геолог J. Burrell, в англоезичната литература често наричан LVZ - Зона с ниска скорост. По този начин, астеносфера- Това е слой в горната мантия (разположен на дълбочина от около 100 km под океаните и около 200 km или повече под континентите), идентифициран въз основа на намаляване на скоростта на сеизмичните вълни и с намалена сила и вискозитет. Повърхността на астеносферата е добре установена чрез рязко намаляване на съпротивлението (до стойности от около 100 Ohm . м).

Наличието на пластичен астеносферен слой, който се различава по механични свойства от твърдите надлежащи слоеве, дава основание за идентифициране литосфера- твърдата обвивка на Земята, включително земната кора и подкоровата мантия, разположена над астеносферата. Дебелината на литосферата варира от 50 до 300 km. Трябва да се отбележи, че литосферата не е монолитна скална обвивка на планетата, а е разделена на отделни плочи, които непрекъснато се движат по пластмасовата астеносфера. Огнища на земетресения и съвременен вулканизъм са ограничени до границите на литосферните плочи.

Под участъка от 410 km както P-, така и S-вълните се разпространяват навсякъде в горната мантия и скоростта им нараства относително монотонно с дълбочината.

IN долна мантия, разделени от рязка глобална граница от 670 km, скоростта на P- и S-вълните монотонно, без резки промени, нараства съответно до 13,6 и 7,3 km/s до участъка на Гутенберг.

Във външното ядро ​​скоростта на P вълните рязко намалява до 8 km/s, а S вълните напълно изчезват. Изчезването на напречните вълни предполага, че външното ядро ​​на Земята е в течно състояние. Под участъка от 5150 km има вътрешно ядро, в което скоростта на P вълните се увеличава и S вълните започват да се разпространяват отново, което показва неговото твърдо състояние.

Основното заключение от модела на скоростта на Земята, описан по-горе, е, че нашата планета се състои от поредица от концентрични обвивки, представляващи желязно ядро, силикатна мантия и алумосиликатна кора.

Геофизични характеристики на Земята

Разпределение на масата между вътрешните геосфери

По-голямата част от масата на Земята (около 68%) пада върху нейната сравнително лека, но голяма по обем мантия, с около 50% в долната мантия и около 18% в горната. Останалите 32% от общата маса на Земята идват главно от ядрото, като неговата течна външна част (29% от общата маса на Земята) е много по-тежка от твърдата вътрешна част (около 2%). Само по-малко от 1% от общата маса на планетата остава върху кората.

Плътност

Плътността на черупките естествено нараства към центъра на Земята (виж фигурата). Средната плътност на кората е 2,67 g/cm3; на границата на Moho се увеличава рязко от 2,9-3,0 до 3,1-3,5 g/cm3. В мантията плътността постепенно се увеличава поради компресия на силикатното вещество и фазови преходи (пренареждане на кристалната структура на веществото по време на „адаптиране“ към нарастващо налягане) от 3,3 g/cm 3 в подкоровата част до 5,5 g/cm 3 в долните части на долната мантия. На границата на Гутенберг (2900 km) плътността почти рязко се удвоява - до 10 g/cm 3 във външното ядро. Друг скок в плътността - от 11,4 до 13,8 g/cm 3 - се случва на границата на вътрешното и външното ядро ​​(5150 km). Тези два резки скока на плътност имат различно естество: на границата мантия/ядро настъпва промяна в химичния състав на веществото (преход от силикатната мантия към желязното ядро), а скокът на границата 5150 km е свързан с промяна в агрегатното състояние (преход от течно външно ядро ​​към твърдо вътрешно ядро). В центъра на Земята плътността на материята достига 14,3 g/cm 3 .

налягане

Налягането във вътрешността на Земята се изчислява въз основа на нейния модел на плътност. Увеличаването на налягането с отдалечаване от повърхността се дължи на няколко причини:

компресия поради теглото на горните черупки (литостатично налягане);

фазови преходи в черупки с хомогенен химичен състав (по-специално в мантията);

различия в химичния състав на черупките (кора и мантия, мантия и ядро).

В основата на континенталната кора налягането е около 1 GPa (по-точно 0,9 * 10 9 Pa). В мантията на Земята налягането постепенно нараства, на границата на Гутенберг достига 135 GPa. Във външното ядро ​​градиентът на налягането се увеличава, а във вътрешното ядро, напротив, намалява. Изчислените стойности на налягането на границата между вътрешното и външното ядро ​​и близо до центъра на Земята са съответно 340 и 360 GPa.

температура. Източници на топлинна енергия

Геоложките процеси, протичащи на повърхността и във вътрешността на планетата, се дължат предимно на топлинна енергия. Източниците на енергия се разделят на две групи: ендогенни (или вътрешни източници), свързани с генерирането на топлина в недрата на планетата, и екзогенни (или външни за планетата). Интензитетът на потока топлинна енергия от подземната повърхност към повърхността се отразява в големината на геотермалния градиент. Геотермален градиент– повишаване на температурата с дълбочина, изразено в 0 C/km. „Обратната“ характеристика е геотермален етап– дълбочина в метри, при потапяне до която температурата ще се повиши с 1 0 C. Средната стойност на геотермалния градиент в горната част на земната кора е 30 0 C/km и варира от 200 0 C/km в областите на съвременната активен магматизъм до 5 0 C/km в райони със спокоен тектонски режим. С дълбочината стойността на геотермалния градиент намалява значително, средно около 10 0 C/km в литосферата и по-малко от 1 0 C/km в мантията. Причината за това се крие в разпределението на източниците на топлинна енергия и естеството на топлообмена.

Източници на ендогенна енергияса следните.
1. Енергия на дълбока гравитационна диференциация, т.е. отделяне на топлина по време на преразпределението на веществото по плътност по време на неговите химични и фазови трансформации. Основният фактор при такива трансформации е налягането. Границата ядро-мантия се счита за основно ниво на освобождаване на тази енергия.
2. Радиогенна топлина, което възниква при разпадането на радиоактивни изотопи. Според някои изчисления този източник определя около 25% от топлинния поток, излъчван от Земята. Необходимо е обаче да се има предвид, че повишени съдържания на основните дългоживеещи радиоактивни изотопи - уран, торий и калий - се наблюдават само в горната част на континенталната кора (зона на изотопно обогатяване). Например концентрацията на уран в гранитите достига 3,5 10 -4%, в седиментните скали - 3,2 10 -4%, докато в океанската кора е незначителна: около 1,66 10 -7%. По този начин радиогенната топлина е допълнителен източник на топлина в горната част на континенталната кора, което определя високата стойност на геотермалния градиент в тази област на планетата.
3. Остатъчна топлина, запазени в дълбините от формирането на планетата.
4. Твърди приливи и отливи, причинени от привличането на Луната. Преходът на кинетичната приливна енергия в топлина възниква поради вътрешно триене в скалните слоеве. Делът на този източник в общия топлинен баланс е малък - около 1-2%.

В литосферата преобладава проводящият (молекулен) механизъм на пренос на топлина; в сублитосферната мантия на Земята се извършва преход към предимно конвективен механизъм на пренос на топлина.

Изчисленията на температурите във вътрешността на планетата дават следните стойности: в литосферата на дълбочина около 100 km температурата е около 1300 0 C, на дълбочина 410 km - 1500 0 C, на дълбочина 670 km - 1800 0 C, на границата на ядрото и мантията - 2500 0 C, на дълбочина 5150 km - 3300 0 C, в центъра на Земята - 3400 0 C. В този случай само основният (и най-вероятният за дълбоки зони) беше взет предвид източникът на топлина - енергията на дълбоката гравитационна диференциация.

Ендогенната топлина определя хода на глобалните геодинамични процеси. включително движението на литосферните плочи

На повърхността на планетата най-важна роля играят екзогенен източниктоплина - слънчева радиация. Под повърхността влиянието на слънчевата топлина рязко намалява. Вече на малка дълбочина (до 20-30 m) има зона на постоянни температури - област от дълбочини, където температурата остава постоянна и е равна на средната годишна температура на района. Под пояса на постоянните температури топлината е свързана с ендогенни източници.

Земен магнетизъм

Земята е гигантски магнит с магнитно поле и магнитни полюси, които са разположени близо до географските, но не съвпадат с тях. Следователно при показанията на стрелката на магнитния компас се прави разлика между магнитна деклинация и магнитна инклинация.

Магнитна деклинацияе ъгълът между посоката на стрелката на магнитния компас и географския меридиан в дадена точка. Този ъгъл ще бъде най-голям при полюсите (до 90 0) и най-малък при екватора (7-8 0).

Магнитен наклон– ъгълът, образуван от наклона на магнитната стрелка спрямо хоризонта. Когато се приближите до магнитния полюс, стрелката на компаса ще заеме вертикална позиция.

Предполага се, че възникването на магнитно поле се дължи на системи от електрически токове, възникващи по време на въртенето на Земята, във връзка с конвективни движения в течното външно ядро. Общото магнитно поле се състои от стойностите на основното поле на Земята и полето, причинено от феромагнитни минерали в скалите на земната кора. Магнитните свойства са характерни за феромагнитни минерали, като магнетит (FeFe 2 O 4), хематит (Fe 2 O 3), илменит (FeTiO 2), пиротит (Fe 1-2 S) и др., които са минерали и са установени от магнитни аномалии. Тези минерали се характеризират с феномена на остатъчна магнетизация, която наследява ориентацията на магнитното поле на Земята, съществувала по време на образуването на тези минерали. Реконструкцията на местоположението на магнитните полюси на Земята в различни геоложки епохи показва, че магнитното поле периодично изпитва инверсия- промяна, при която магнитните полюси сменят местата си. Процесът на промяна на магнитния знак на геомагнитното поле продължава от няколкостотин до няколко хиляди години и започва с интензивно намаляване на силата на основното магнитно поле на Земята почти до нула, след което се установява обратна полярност и след известно време има следва бързо възстановяване на напрежението, но с обратен знак. Северният полюс зае мястото на Южния полюс и обратно, с приблизителна честота от 5 пъти на всеки 1 милион години. Настоящата ориентация на магнитното поле е установена преди около 800 хиляди години.

Земната кора в научен смисъл е най-горната и най-твърда геоложка част от обвивката на нашата планета.

Научните изследвания ни позволяват да го проучим задълбочено. Това се улеснява от многократно пробиване на кладенци както на континентите, така и на океанското дъно. Структурата на земята и земната кора в различните части на планетата се различава както по състав, така и по характеристики. Горната граница на земната кора е видимият релеф, а долната граница е зоната на разделяне на двете среди, която е известна още като повърхността на Мохоровичич. Често се нарича просто „граница М“. Получава това име благодарение на хърватския сеизмолог Мохоровичич А. В продължение на много години той наблюдава скоростта на сеизмичните движения в зависимост от нивото на дълбочина. През 1909 г. той установява съществуването на разлика между земната кора и горещата мантия на земята. Границата M се намира на нивото, където скоростта на сеизмичните вълни нараства от 7,4 до 8,0 km/s.

Химичен състав на Земята

Изучавайки черупките на нашата планета, учените са направили интересни и дори зашеметяващи заключения. Структурните характеристики на земната кора я правят подобна на същите области на Марс и Венера. Повече от 90% от съставните му елементи са представени от кислород, силиций, желязо, алуминий, калций, калий, магнезий и натрий. Комбинирайки се помежду си в различни комбинации, те образуват еднородни физически тела - минерали. Те могат да бъдат включени в скалите в различни концентрации. Структурата на земната кора е много разнородна. По този начин скалите в обобщен вид са агрегати с повече или по-малко постоянен химичен състав. Това са независими геоложки тела. Те означават ясно определена област от земната кора, която има същия произход и възраст в нейните граници.

Скали по групи

1. Магматичен. Името говори само за себе си. Те възникват от охладена магма, изтичаща от устията на древни вулкани. Структурата на тези скали зависи пряко от скоростта на втвърдяване на лавата. Колкото по-голям е, толкова по-малки са кристалите на веществото. Гранитът, например, се е образувал в дебелината на земната кора, а базалтът се е появил в резултат на постепенното изливане на магма върху нейната повърхност. Разнообразието от такива породи е доста голямо. Разглеждайки структурата на земната кора, виждаме, че тя се състои от 60% магмени минерали.

2. Седиментен. Това са скали, които са резултат от постепенното отлагане на фрагменти от определени минерали на сушата и океанското дъно. Това могат да бъдат насипни компоненти (пясък, камъчета), циментирани компоненти (пясъчник), останки от микроорганизми (въглища, варовик) или продукти от химични реакции (калиева сол). Те съставляват до 75% от цялата земна кора на континентите.
Според физиологичния метод на образуване седиментните скали се разделят на:

• Класичен. Това са останки от различни скали. Те са разрушени под въздействието на природни фактори (земетресение, тайфун, цунами). Те включват пясък, камъчета, чакъл, натрошен камък, глина.
• химически. Те се образуват постепенно от водни разтвори на определени минерални вещества (соли).
• Органични или биогенни. Състои се от останки от животни или растения. Това са нефтени шисти, газ, нефт, въглища, варовик, фосфорити, креда.

3. Метаморфни скали. Други компоненти могат да бъдат превърнати в тях. Това се случва под въздействието на променяща се температура, високо налягане, разтвори или газове. Например, можете да получите мрамор от варовик, гнайс от гранит и кварцит от пясък.

Минералите и скалите, които човечеството активно използва в живота си, се наричат ​​минерали. Какво са те?

Това са природни минерални образувания, които оказват влияние върху структурата на земята и земната кора. Те могат да се използват в селското стопанство и промишлеността, както в естествен вид, така и чрез преработка.

Видове полезни минерали. Тяхната класификация

В зависимост от тяхното агрегатно състояние и агрегация, минералите могат да бъдат разделени на категории:

1. Твърди (руда, мрамор, въглища).
2. Течност (минерална вода, масло).
3. Газообразен (метан).

Характеристика на отделните видове минерали

Според състава и характеристиките на приложение те се разграничават:

1. Горивни материали (въглища, нефт, газ).
2. Руда. Те включват радиоактивни (радий, уран) и благородни метали (сребро, злато, платина). Има руди на черни (желязо, манган, хром) и цветни метали (мед, калай, цинк, алуминий).
3. Неметалните минерали играят важна роля в такава концепция като структурата на земната кора. Тяхната география е обширна. Това са неметални и незапалими скали. Това са строителни материали (пясък, чакъл, глина) и химикали (сяра, фосфати, калиеви соли). Отделен раздел е посветен на скъпоценните и декоративни камъни.

Разпределението на минералите на нашата планета зависи пряко от външни фактори и геоложки модели.

По този начин горивните минерали се добиват предимно в нефтени, газови и въглищни басейни. Те имат седиментен произход и се образуват върху седиментните покривки на платформи. Нефтът и въглищата рядко се срещат заедно.

Рудните минерали най-често съответстват на основата, надвесите и сгънатите зони на платформените плочи. На такива места те могат да създават огромни колани.

Ядро

Земната обвивка, както е известно, е многопластова. Ядрото се намира в самия център, а радиусът му е приблизително 3500 км. Температурата му е много по-висока от тази на Слънцето и е около 10 000 K. Точни данни за химичния състав на ядрото не са получени, но се предполага, че то се състои от никел и желязо.

Външното ядро ​​е в разтопено състояние и има дори по-голяма мощност от вътрешното. Последният е подложен на огромен натиск. Веществата, от които се състои, са в постоянно твърдо състояние.

Мантия

Геосферата на Земята обгражда ядрото и съставлява около 83 процента от цялата повърхност на нашата планета. Долната граница на мантията се намира на огромна дълбочина от почти 3000 км. Тази черупка е условно разделена на по-малко пластична и плътна горна част (именно от това се образува магмата) и долна кристална, чиято ширина е 2000 километра.

Състав и структура на земната кора

За да говорим за това какви елементи изграждат литосферата, трябва да дадем някои понятия.

Земната кора е най-външната обвивка на литосферата. Плътността му е по-малка от половината от средната плътност на планетата.

Земната кора е отделена от мантията от границата М, която вече беше спомената по-горе. Тъй като процесите, протичащи в двете области, си влияят взаимно, тяхната симбиоза обикновено се нарича литосфера. Това означава "каменна черупка". Мощността му варира от 50-200 километра.

Под литосферата е астеносферата, която има по-малко плътна и вискозна консистенция. Температурата му е около 1200 градуса. Уникална характеристика на астеносферата е способността да се нарушават нейните граници и да се прониква в литосферата. Това е източникът на вулканизма. Тук има разтопени джобове от магма, която прониква в земната кора и се излива на повърхността. Изучавайки тези процеси, учените успяха да направят много удивителни открития. Така е изследван строежът на земната кора. Литосферата се е образувала преди много хиляди години, но дори и сега в нея протичат активни процеси.

Структурни елементи на земната кора

В сравнение с мантията и ядрото, литосферата е твърд, тънък и много крехък слой. Състои се от комбинация от вещества, в които до момента са открити повече от 90 химични елемента. Те са разпределени разнородно. 98 процента от масата на земната кора се състои от седем компонента. Това са кислород, желязо, калций, алуминий, калий, натрий и магнезий. Най-старите скали и минерали са на възраст над 4,5 милиарда години.

Чрез изучаване на вътрешната структура на земната кора могат да бъдат идентифицирани различни минерали.
Минералът е относително хомогенно вещество, което може да се намери както вътре, така и на повърхността на литосферата. Това са кварц, гипс, талк и др. Скалите са изградени от един или повече минерали.

Процеси, които образуват земната кора

Структурата на океанската кора

Тази част от литосферата се състои главно от базалтови скали. Структурата на океанската кора не е проучена толкова задълбочено, колкото на континенталната кора. Тектоничната теория на плочите обяснява, че океанската кора е относително млада и най-новите части от нея могат да бъдат датирани от късната юра.
Дебелината му практически не се променя с времето, тъй като се определя от количеството стопилка, отделена от мантията в зоната на средноокеанските хребети. Тя е значително повлияна от дълбочината на седиментните слоеве на океанското дъно. В най-обширните райони тя варира от 5 до 10 километра. Този тип земна обвивка принадлежи към океанската литосфера.

Континентална кора

Литосферата взаимодейства с атмосферата, хидросферата и биосферата. В процеса на синтез те образуват най-сложната и реактивна обвивка на Земята. Именно в тектоносферата протичат процеси, които променят състава и структурата на тези черупки.
Литосферата на земната повърхност не е еднородна. Има няколко слоя.

1. Седиментни. Образувана е основно от скали. Тук преобладават глини и шисти, а също така са разпространени карбонатни, вулканични и песъчливи скали. В седиментните слоеве можете да намерите минерали като газ, нефт и въглища. Всички те са с органичен произход.
2. Гранитен слой. Състои се от магмени и метаморфни скали, които по природа са най-близки до гранита. Този слой не се среща навсякъде, той е най-силно изразен на континентите. Тук дълбочината му може да бъде десетки километри.
3. Базалтовият слой е образуван от скали, близки до едноименния минерал. По-плътен е от гранита.

Дълбочина и температурни промени в земната кора

Повърхностният слой се нагрява от слънчева топлина. Това е хелиометричната обвивка. Изпитва сезонни температурни колебания. Средната дебелина на слоя е около 30 m.

Отдолу има слой, който е още по-тънък и по-крехък. Температурата му е постоянна и приблизително равна на средната годишна температура, характерна за този район на планетата. В зависимост от континенталния климат дълбочината на този слой се увеличава.
Още по-дълбоко в земната кора има друго ниво. Това е геотермален слой. Структурата на земната кора позволява наличието му, а температурата му се определя от вътрешната топлина на Земята и нараства с дълбочината.

Повишаването на температурата се дължи на разпадането на радиоактивни вещества, които са част от скалите. На първо място, това са радий и уран.

Геометричен градиент - величината на повишаване на температурата в зависимост от степента на увеличаване на дълбочината на слоевете. Този параметър зависи от различни фактори. Структурата и видовете на земната кора влияят върху нея, както и съставът на скалите, нивото и условията на тяхното възникване.

Топлината на земната кора е важен енергиен източник. Неговото изучаване е много актуално днес.