ترکیب و ساختار پوسته زمین. ساختار درونی زمین

ویژگی اصلی ساختار زمین ناهمگونی خواص فیزیکی و تمایز ترکیب ماده در امتداد شعاع با جدا شدن تعدادی پوسته است. افق های بالایی پوسته زمین (تا عمق 15-20 کیلومتری) که توسط معادن، شفت ها و گمانه ها باز می شود، برای مشاهده مستقیم در دسترس است. مناطق عمیق‌تر زمین با استفاده از مجموعه‌ای از روش‌های ژئوفیزیکی کاوش می‌شوند (روش لرزه‌ای از اهمیت ویژه‌ای برخوردار است).

بر اساس داده های لرزه ای، سه منطقه از زمین متمایز می شود.

پوسته زمین "Sial" (لایه A به گفته بولن) پوسته جامد بالایی زمین است. ضخامت آن در زیر آب های اقیانوس ها 5-12 کیلومتر، در مناطق هموار 30-40 کیلومتر و در مناطق کوهستانی تا 50-75 کیلومتر است.

گوشته زمین (سیما) - زیر پوسته زمین تا عمق 2900 کیلومتری. گوشته به دو دسته B و C بالا (تا 900-1000 کیلومتر) و گوشته پایین (900-1000 تا 2900 کیلومتر) تقسیم می شود.

هسته زمین (Nife). هسته خارجی (E) تا 4980 کیلومتر، لایه انتقال 4980-5120 کیلومتر و هسته داخلی زیر 5120 کیلومتر مشخص می شود.

ZK با یک مرز لرزه ای نسبتاً تیز از گوشته جدا می شود. این بخش را مرز موهورویچ می نامند.

استنوسفر لایه‌ای از سنگ‌های نسبتاً کم‌تر در لایه B گوشته بالایی است. در اینجا، کاهش سرعت امواج لرزه ای و افزایش رسانایی الکتریکی وجود دارد. اعماق لایه استنوسفری متفاوت است.

لیتوسفر یک لایه سوپراستنوسفری جامد از گوشته همراه با GC است.

پوسته زمین. 4 نوع وجود دارد: قاره ای، اقیانوسی، شبه قاره ای، زیر اقیانوسی.

نوع قاره ای. ضخامت آن: دشت (35-40 کیلومتر)، کوهستان (55-70 کیلومتر). ساختار شامل یک لایه رسوبی، گرانیت و بازالت است. لایه رسوبی با سنگ های رسوبی نشان داده می شود. گرانیت - گرانیت ها، آهنرباهای گرانیتی، سنگ های دگرگون شده. بازالت - سنگ های بازالت.

نوع اقیانوسی، مشخصه بستر اقیانوس جهانی. ضخامت آن از 5 تا 12 کیلومتر متغیر است. از سه لایه تشکیل شده است: رسوبی (رسوبات دریایی سست)، بازالت (گدازه های بازالت)، گابرو-سرپانتینیت (سنگ های آذرین و اساسی).

نوع شبه قاره ای نزدیک به قاره. در حومه قاره ها و در ناحیه قوس های جزیره ای پراکنده شده است. توسط لایه های زیر نشان داده شده است: رسوبی-آتشفشانی (0.5-5 کیلومتر)، گرانیت (تا 10 کیلومتر)، بازالت (15-40 کیلومتر).

نوع زیر اقیانوسی محدود به حوضه های دریاهای حاشیه ای و داخلی (اوخوتسک، ژاپن، مدیترانه، سیاه و غیره) است. از نظر ساختار شبیه به اقیانوس است، اما در افزایش ضخامت لایه رسوبی با آن تفاوت دارد. در برخی موارد ضخامت آن به 10 کیلومتر می رسد.

مانتو. لایه B (لایه گوتنبرگ) حالت جامد تجمع، عمق تا 410 کیلومتر، چگالی 4.3 گرم بر سانتی متر مکعب است. لایه C (لایه گلیتسین) - 400-1000 کیلومتر که توسط ژئوفیزیک متمایز می شود. لایه D (جبه پایین) - D' (1000-2700 کیلومتر) و D" (2700-2900 کیلومتر) دارای چگالی بالایی است، تمایز ماده وجود دارد که با آزاد شدن مقدار زیادی انرژی همراه است.

هسته. لایه E (هسته بیرونی) - عمق 2900-4980 کیلومتر، حالت مایع تجمع، چگالی 10 گرم بر سانتی متر مکعب. لایه F (بین هسته بیرونی و داخلی) - 4980-5120 کیلومتر، حالت جامد تجمع. لایه G (هسته مرکزی) - ترکیب شیمیایی Fe 90٪، نیکل 10٪، حالت جامد تجمع، نزدیک به ذوب به دلیل فشار بالا، چگالی 13-14 g/cm3.

طبقه بندی و ویژگی های اصلی سنگ های رسوبی

سنگ های رسوبی در قسمت سطحی ZK در نتیجه تخریب و رسوب مجدد سنگ های از قبل موجود (ماسه سنگ، خاک رس)، بارش از محلول های آبی (سنگ نمک، گچ) و فعالیت حیاتی موجودات و گیاهان (مرجان ها) تشکیل می شوند. سنگ آهک، زغال سنگ).

سنگهای رسوبی نسبت به سنگهای آذرین و دگرگونی چگالی کمتری دارند و اغلب متخلخل هستند. آنها به شکل لایه ها ظاهر می شوند، ضخامت آنها با لایه بندی مشخص می شود. سکونتگاه های رسوبی حاوی بقایای فسیلی از موجودات هستند و برخی از آنها کاملاً از پوسته تشکیل شده اند. اکثریت قریب به اتفاق انباشته های نفت و گاز در محاصره محاصره شده اند.

کلیه سنگهای رسوبی به دو دسته آواری، رسی، شیمیایی، آلی و مخلوط تقسیم می شوند.

رسوبات آواری به دلیل انباشته شدن محصولات تخریب مکانیکی سنگ های از پیش موجود به وجود می آیند. سنگ های رسی 50 درصد یا بیشتر از مواد معدنی رسی و مواد ریز پراکنده تشکیل شده اند.<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.

سنگ های آواری و رسی. با توجه به اندازه قطعات تشکیل دهنده، سنگ های آواری درشت، شنی، سیلتی و پلیتی متمایز می شوند.

سنگ‌های رسی جایگاه متوسطی را بین سنگ‌های صرفاً شیمیایی و آواری اشغال می‌کنند. هنگام طبقه‌بندی سنگ‌های آواری، شکل قطعات (گرد و غیر گرد)، و همچنین وجود یا عدم وجود مواد سیمانی نیز در نظر گرفته می‌شود. زباله های درشت در نزدیکی سنگ های در حال فروریختن جمع می شوند. وقتی دور می شوید، با سنگ های آواری متوسط ​​(شنی)، ریز آواری (سیلتی) و ریز آواری (پلیتیک) مواجه می شوید. از بین سنگ‌های آواری و رسی، ماسه‌سنگ‌ها، سیلت‌سنگ‌ها و رس‌ها رایج‌ترین هستند.

سنگ های شیمیایی. این گروه شامل سنگ آهک، سنگ نمک، گچ و سایر سنگ های تک معدنی است. ویژگی بارز آنها عدم وجود بقایای آلی است. آنها در نتیجه رسوب نمک از محلول های آبی تشکیل می شوند.

سنگهای آلی. آنها با سنگ آهک صدفی، گچ نوشتاری، و همچنین زغال سنگ، آسفالت، شیل نفتی و غیره نشان داده می شوند. آنها در نتیجه انباشته شدن بقایای آلی پس از مرگ حیوانات و گیاهان تشکیل می شوند. در برخی از سنگ ها این بقایای با چشم غیر مسلح قابل مشاهده است. سنگ های دیگر، مانند گچ نوشتاری، از اسکلت های آهکی سخت میکروارگانیسم ها تشکیل شده اند. و بالاخره سومی (زغال سنگ، آسفالت و...) سنگ هایی هستند که در آنها همراه با جزء معدنی، موادی با منشاء آلی وجود دارد.

نژادهایی با منشا مختلط. این گروه از سنگ ها شامل مارن ها، آهک های شنی و رسی و غیره می باشد که این گونه سنگ ها از آواری و برخی مواد دیگر (منشا شیمیایی یا آلی) تشکیل شده است.

میدان های فیزیکی زمین

میدان های فیزیکی ایجاد شده توسط سیاره به عنوان یک کل و توسط اجسام جدا شده منفرد با ترکیبی از ویژگی های ذاتی در هر جسم فیزیکی تعیین می شود. به همین دلیل است که مطالعه میدان‌های ژئوفیزیکی در بررسی خواص فیزیکی سنگ‌ها در نمونه‌ها و توده‌ها اهمیت ویژه‌ای دارد.

میدان گرانش

ماهیت و ویژگی های میدان گرانشی. جرم عظیم زمین دلیل وجود نیروهای جذابی است که بر تمام اجسام و اجسام واقع در سطح آن تأثیر می گذارد. فضایی که نیروهای جاذبه زمین در آن ظاهر می شود، میدان گرانش یا میدان گرانش نامیده می شود. منعکس کننده ماهیت توزیع توده ها در روده های سیاره است و ارتباط نزدیکی با شکل زمین دارد. هر نقطه روی سطح زمین قدر گرانش خاص خود را دارد. در مرکز زمین، نیروی گرانش صفر است. ویژگی های میدان گرانشی با استفاده از گرانش سنج ها اندازه گیری می شود که کمتر اوقات دستگاه های آونگ هستند.

میانگین ارزش گرانش در سطح زمین 979.7 گال است. ارزش گرانش به طور طبیعی از استوا به قطب ها افزایش می یابد - از 978.04 به 983.24 گال. برای هر نقطه از سطح زمین، با فرض همگنی جرم ها، می توان مقدار نظری گرانش را محاسبه کرد. انحراف مقادیر واقعی گرانش از محاسبه تئوری، به دلیل توزیع ناهموار جرم ها و دلایل دیگر، ناهنجاری گرانشی نامیده می شود. یکی از ویژگی های اساسی میدان گرانشی زمین، ثبات نسبی آن در بازه های زمانی معین است. طی فرآیندهای مختلف ژئوتکتونیکی که منجر به جابجایی توده ها و بازسازی جزئی ساختار زمین می شود، تغییراتی در میدان گرانشی نیز رخ می دهد. در عین حال، با توجه به ماهیت، جهت و بزرگی تغییرات در عناصر میدان، می توان ویژگی های فرآیندهای تکتونیکی و نتایج آنها را قضاوت کرد. اختصاص دهید منطقه ایو محلیناهنجاری های میدان گرانش اولی ها مناطقی به وسعت ده ها و صدها هزار کیلومتر مربع را اشغال می کنند و با شدت بالا (ده ها تا صدها میلی گرم) متمایز می شوند. ناهنجاری های محلی در محدوده ناهنجاری های منطقه ای ظاهر می شوند.

نظم توزیع ویژگی های میدان گرانشیلا.ماهیت میدان گرانشی عناصر ساختاری اصلی پوسته زمین در حال حاضر مشخص شده است. جاذبه زمینزمینه جدید مناطق پلت فرمبا تسکین آرام، صرف نظر از سن زیرزمین کریستالی، از همان نوع طبیعت است. روی سکوها، تناوب ناهنجاری های کوچک مثبت و منفی با شدت ده ها میلی گال ثبت می شود. ناهنجاری های این نوع عمدتاً به دلیل ساختار (توزیع جرم) زیرزمین کریستالی سکوها و افق های عمیق تر پوسته زمین واقع در عمق چند ده کیلومتری است. میدان گرانشی مناطق چین خورده کوهستانیبسته به سن (مرحله توسعه ژئوسنکلینال) از نظر ناهمگنی و ساختار پیچیده متفاوت است.

مطالعه میدان‌های گرانشی به منظور شناسایی ویژگی‌های ساختار پوسته زمین، شناسایی گسل‌های تکتونیکی بزرگ، پهنه‌بندی زمین ساختی پوسته زمین، تعیین مرزهای نفت و گاز، مناطق کانه‌دار زغال‌سنگ و مناطق، و همچنین برای جستجو و اکتشاف ذخایر معدنی (آهن، کرومیت، مس، پلی فلزات، گوگرد، نمک های معدنی و غیره).

حرارتیرشته

ماهیت میدان حرارتی . رژیم حرارتی زمین بسیار پیچیده است، زیرا این سیاره در تعامل دو فرآیند متضاد است - به طور همزمان گرما را جذب و تابش می کند. میدان حرارتی در اثر منابع خارجی و داخلی تشکیل می شود.منبع اصلی انرژی خارجی تابش خورشید است . انرژی تابشی خورشید که توسط سطح زمین دریافت می شود، به طور متوسط ​​8.4 ژول در (سانتی متر 2 دقیقه) است.

منابع گرمای داخلی زمین عبارتند از: واپاشی رادیواکتیو عناصر. انرژی تمایز گرانشی ماده؛ گرمای باقی مانده از تشکیل سیاره؛ اثر گرمازا چند شکلی، الکترونیکی، انتقال فاز و واکنش های شیمیایی؛ گرمای مرتبط با عملکرد نوترینوها؛ انرژی الاستیک آزاد شده توسط زلزله؛ گرمای ناشی از فرآیندهای اصطکاک جزر و مدی و غیره. در حال حاضر مقادیر گرمای داخلی زمین تقریباً تخمین زده شده است و مشخص شده است که مهمترین آنها رادیواکتیویته عناصر شیمیایی زمین است که بخش اصلی آن است. که در قسمت بالایی سیاره متمرکز شده است.

ساختار میدان حرارتی. با توجه به شرایط دمایی، پوسته زمین به مناطق فوقانی (خورشیدی) و زیرین (زمین گرمایی) تقسیم می شود. در ناحیه بالایی (تا 30 - 40 متر)، تأثیر گرمای نفوذی خورشید تأثیر می گذارد. شرایط دمایی منطقه زمین گرمایی با گرمای عمیق تعیین می شود. از میان نوسانات دمایی ناشی از تابش خورشید می توان به نوسانات روزانه، فصلی، سالانه و سکولار اشاره کرد. هر چه دوره نوسانات دمای سطح طولانی تر باشد، این نوسانات عمیق تر به روده ها نفوذ می کنند.

استفاده عملی از گرمای زمیندر شرایط مدرن، انرژی حرارتی زیرزمینی قابل رقابت با منابع انرژی سنتی (زغال سنگ، نفت، گاز، سوخت هسته ای) می شود. علاوه بر این، توسعه نهشته های زمین گرمایی (آب های حرارتی). مطالعه میدان حرارتی زمین نیز برای پیش بینی شرایط استخراج زیرزمینی ذخایر زغال سنگ و سنگ معدن ضروری است. در نهایت، رژیم حرارتی زیرزمین نشانگر رسوبات مواد معدنی قابل احتراق و کانه های سولفیدی است. بنابراین، پارامترهای میدان حرارتی غیرعادی در کارهای اکتشافی استفاده می شود.

یک میدان مغناطیسی

ماهیت، ساختار و ویژگی های میدان مغناطیسی. در سراسر کره زمین و درون آن یک میدان مغناطیسی وجود دارد. طبق تحقیقات فضایی، این سیاره برای فاصله ای بیش از ده برابر شعاع زمین گسترش می یابد و یک مگنتوسفر را تشکیل می دهد.

میدان مغناطیسی زمین بر جهت گیری کانی های فرومغناطیسی (مگنتیت، ایلمنیت، تیتانومگنتیت، هماتیت، پیروتیت) در سنگ ها تأثیر می گذارد. این اثر زمانی رخ می‌دهد که کانی‌های فرومغناطیسی جامد در مذاب در هنگام انجماد سنگ‌های آذرین یا در محلول در هنگام تشکیل سنگ‌های رسوبی شناور می‌شوند. سنگ‌های آذرین اولترابازیک و پایه (بازالت‌ها، گابروها، پریدوتیت‌ها، سرپانتینیت‌ها) و ماسه‌های قاره‌ای قرمز رنگ که منشأ رسوبی دارند، شدیدترین واکنش را نسبت به میدان مغناطیسی زمین دارند. بر اساس مطالعه جهت گیری کانی های فرومغناطیسی (اما فقط در سنگ های کاملاً بدون تغییر و جابجایی)، می توان جهت میدان مغناطیسی را در هنگام تشکیل سنگ مربوطه تعیین کرد. این مطالعات مربوط به دیرینه مغناطیس، یعنی. مغناطش "فسیلی" سنگ ها اکنون اهمیت زیادی پیدا کرده است.

با توجه به خواص مغناطیسی، سنگ ها به طور قابل توجهی متفاوت هستند و می توان آنها را به شدت مغناطیسی، ضعیف مغناطیسی و عملا غیر مغناطیسی تقسیم کرد. به عنوان یک قاعده، با کاهش بازیایی سنگ ها، خواص مغناطیسی آنها ضعیف می شود که با توجه به این ویژگی، می توان آنها را در مجموعه های زیر جمع آوری کرد: سازندهای آذرین اولترابازیک، بازی، متوسط ​​و اسیدی، سنگ های رسوبی خاک زایی، آلی و هیدروشیمیایی. .

از آنجایی که سنگ‌هایی با خواص مغناطیسی افزایش یافته معمولاً اجسام و لایه‌های جدا شده را در میان سنگ‌های دارای مغناطیسی ضعیف تشکیل می‌دهند، مورفولوژی جداسازی آنها ساختار و شکل ناهنجاری‌های مغناطیسی را تعیین می‌کند. ناهنجاری های مغناطیسی منطقه ای و محلی از نظر ترتیب، شدت، شیب، مساحت، وسعت، خطوط کلی در پلان و مقطع عمودی با یکدیگر متفاوت هستند.

کورسک یکی از بزرگترین ناهنجاری های مغناطیسی محلی در جهان است که به دلیل وجود کوارتزیت های آهنی نسبتاً کم عمق است. در اینجا مقادیر انحراف مغناطیسی از 10 تا 180 درجه و تمایلات از 40 تا 90 درجه متفاوت است.

مطالعه میدان مغناطیسی غیرعادی به دست آمده در نتیجه بررسی های هوا مغناطیسی، هیدرومغناطیسی و زمینی در حال حاضر به طور گسترده برای مطالعه ساختار پوسته زمین، جستجو و اکتشاف مواد معدنی مختلف مورد استفاده قرار می گیرد.

ارتباط نزدیک با مغناطیس زمین، میدان الکتریکی طبیعی (تلوریک) آن است که کمترین مورد مطالعه را در بین تمام میدان های فیزیکی سیاره دارد. در حال حاضر، اطلاعات بسیار کمی در مورد ساختار و تغییرات زمانی میدان الکتریکی وجود دارد. عوامل خارجی و داخلی که میدان الکتریکی را تعیین می‌کنند با اطمینان کافی مشخص نشده‌اند.

فرض بر این است که (T. Rikitaki) علاوه بر اغتشاشات مصنوعی، تقریباً تمام نوسانات جریان های تلوریک ناشی از القای الکترومغناطیسی در داخل زمین به دلیل تغییر در زمان میدان مغناطیسی خارجی است. عوامل ایجاد جریان های تلوریک نیز عبارتند از: فرآیندهای استراتوسفری-الکتریکی (نوسانات یونوسفر، شفق های قطبی)؛ فرآیندهای مرزی-الکتریکی (فرایندهای فیلتراسیون-الکتریکی، جریان های همرفتی در لایه های زیرین جو، طوفان های رعد و برق و غیره). فرآیندها (ولتاژهای تماس، فرآیندهای ترموالکتریک و الکتروشیمیایی)؛ تغییرات ژئومغناطیسی ناشی از جریانات جزر و مدی اقیانوس؛ مرتبط با زلزله؛ با فعالیت آتشفشانی؛ فرآیندهای ترمودینامیکی عمیق.

در حال حاضر بر اساس استفاده از میدان الکتریکی طبیعی زمین، روش های ژئوفیزیکی برای مطالعه ساختار داخلی پوسته زمین، اکتشاف و اکتشاف ذخایر معدنی توسعه یافته است.

انواع سنگ‌های رسوبی (سازگار، ناسازگار، افقی، تک‌کلینال، چین خورده، کلینوفرم)

شکل اولیه وقوع سنگ های رسوبی یک لایه یا لایه است. پلاستوم(لایه) یک جسم زمین شناسی است که از سنگ رسوبی همگن تشکیل شده است که توسط دو سطح بستر موازی محصور شده و دارای ضخامت تقریبا ثابت بوده و مساحت قابل توجهی را اشغال می کند. به تعدادی از لایه‌ها یا لایه‌هایی که روی هم قرار می‌گیرند (روی هم قرار گرفته‌اند) و زیر یکدیگر قرار می‌گیرند و با توجه به ویژگی‌هایی (سن زمین‌شناسی، منشأ، ویژگی سنگ‌نگاری و غیره) با هم متحد می‌شوند. همراهی. لایه هایی از سنگ ها را می توان در رخنمون ها مشاهده کرد. رخنمونلایه های (لایه) سنگ ها خروج آنها به سطح زمین نامیده می شود.

سطح محدود کننده پایین نامیده می شود تنها، در بالا - سقف. لایه‌های سنگ‌های دریایی رسوبی از نظر ضخامت در نواحی وسیع بیشترین ثبات را دارند. رسوبات قاره ای با ضخامت کمتر ثابت لایه ها مشخص می شوند، که با اشکال عدسی شکل و لانه مانند نیز مشخص می شوند.

وقوع اولیه رسوبات در بیشتر موارد تقریباً افقی است. هر گونه انحراف لایه ها از رخداد افقی اولیه را دررفتگی (نقض) می گویند. دررفتگی بدون ناپیوستگی لایه ها رخ می دهد ( تکان دهنده دررفتگی ها) و با فاصله ( دررفتگی های منفصل). تمام نابجایی ها نتیجه حرکت در پوسته زمین است.

در وقوع همزمان سنگ هامرزهای لایه ها تقریباً موازی هستند. این موقعیت مرزها در مورد بسترهای شیبدار و چین خورده نیز حفظ می شود. یکی از ویژگی های بارز وقوع صامت نیز وقوع متوالی لایه های جوان تر روی لایه های قدیمی تر است. سنگ ها در شرایط فرونشست متوالی و تجمع مداوم رسوبات تشکیل شده اند.

با توسعه زمین شناسی پیچیده تر، سنگ ها ممکن است در شرایط باشند وقوع عدم انطباق. یکی از ویژگی های این نوع وقوع، حضور در بخش به اصطلاح است سطوح شستشو (عدم انطباق)، که نشان دهنده وجود شکست در رسوب است. در این سطح سنگ هایی با اختلاف سنی قابل توجه با هم برخورد می کنند.

نهشته های دلتا: شرایط تشکیل، ترکیب سنگ شناسی، شرایط وقوع، نقشه های دیرینه جغرافیایی.

یاکوشوف "زمین شناسی عمومی":دلتا. هنگامی که رودخانه به دریا می ریزد، افت شدیدی در سرعت جریان ایجاد می شود و تمام زباله های آورده شده توسط رودخانه به پایین قسمت ساحلی مخزن می ریزد و تشکیل می شود. مخروط بیرون آوردن دقیقبه تدریج که از نظر عرض و ارتفاع به سمت دریا رشد می کند، به شکل دلتا با قله ای رو به رودخانه و با قاعده ای در حال گسترش و متمایل به دریا در سطح ظاهر می شود. اصطلاح "دلتا" برای اولین بار در رابطه با بادبزن نیل به دلیل شباهت شکل آن با حرف یونانی Δ به کار رفت. دلتاها در اعماق نسبتا کم دریا، انبوهی از مواد آواری که رودخانه به دهان می آورد، عدم وجود جزر و مد بالا و پایین و جریان های قوی کنار ساحل، و مهمتر از همه، با غلبه سرعت تجمع رسوبات تشکیل می شود. بیش از میزان فرونشست زمین ساختی یا برابری آنها. دلتای خشکی به دلتای زیر آب،یا پیش دلتا.اگر دریا نسبتا کم عمق باشد، بستر رودخانه به سرعت مملو از رسوب می شود و دیگر نمی تواند تمام مقدار آب ورودی رودخانه را از خود عبور دهد. در نتیجه، رودخانه به دنبال راهی برای خروج از پس‌آب ایجاد شده است، از سواحل می‌شکند و کانال‌های اضافی جدیدی را تشکیل می‌دهد. در نتیجه سیستمی از کانال های انشعاب نامیده می شود آستین،یا مجارینمونه بارز دلتای چند شاخه، دلتای رودخانه است. ولگا (شکل 7.21). کانال ها دلتا را به جزایر کوچک و بزرگ جداگانه تقسیم می کنند. شفت های کنار رودخانه در نزدیکی کانال های بزرگ تشکیل شده اند - یال،از مواد لومی شنی و شنی تشکیل شده است و در بین آنها قسمت مقعری از جزیره با پوشش لومی وجود دارد که گاهی اوقات توسط یک دریاچه یا باتلاق اشغال می شود. در طول توسعه دلتا، کانال های جداگانه به تدریج کم عمق می شوند، می میرند و به دریاچه ها یا باتلاق های کوچک تبدیل می شوند. با هر سیل، دلتای رودخانه شکل خود را تغییر می دهد: بالا می رود، گسترش می یابد و به سمت دریا دراز می شود. در نتیجه، دشت های آبرفتی- دلتایی وسیع با توپوگرافی پیچیده و نسبتی از انواع مختلف رسوبات ژنتیکی در دهانه تعدادی از رودخانه ها تشکیل می شود.

دلتاها از نظر اندازه متفاوت هستند. بزرگترین ابعاد (طول بیش از 1000 کیلومتر، عرض 300-400 کیلومتر) توسط یک دشت آبرفتی-دلتایی عظیم به دست می آید که دلتای ادغام شده از رودخانه های هوانگ هه و یانگ تسه است. دشت آبرفتی- دلتایی مشترک رودخانه های برهماپوترا، گنگ و مجاور آنها از جنوب غربی رودخانه دارای ابعادی مشابه است. مهانادی. مساحت دلتاهای رودهای دجله و فرات 48000 کیلومتر مربع، لنا - حدود 28000، ولگا - حدود 19000 کیلومتر مربع است. رشد دلتاها در عرض و به سمت دریا با سرعت های متفاوتی انجام می شود. طبق گفته M. V. Klenova، قبل از تنظیم جریان ولگا، دلتای آن به طور متوسط ​​170 متر در سال افزایش می یابد (شکل 7.21 را ببینید).

مناطق دلتایی نیز با مهاجرت کانال در طول زمان مشخص می شوند. بنابراین، از سال 1852، کانال اصلی رودخانه. رودخانه زرد از شمال شاندونگ می گذرد و قبل از آن در قسمت جنوبی دلتا قرار داشت، از جنوب شاندونگ را دور می زد و در فاصله 480 کیلومتری از دهانه امروزی خود به دریا می ریزد. ارتفاع ناچیز و سطح صاف دلتا به تغییرات ناگهانی در جهت رودخانه کمک می کند. هوانگ هه، که باعث سیل های فاجعه آمیز می شود.

دلتای عجیب و غریب می سی سی پی رودخانه مجرای خود را به صورت کانال های عمیق انگشتان (دلتا از نوع «پای پرنده») به سمت دریا گسترش می دهد. این ویژگی دلتا با این واقعیت توضیح داده می شود که رودخانه مقدار زیادی سیلت عمدتاً نازک را به ارمغان می آورد که در قسمت های بستر رودخانه رسوب می کند و باروهای غیر قابل نفوذ را تشکیل می دهد. پیشروی چنین کانالی به خلیج مکزیک 75 متر در سال است. دومین ویژگی بارز دلتای رودخانه. می سی سی پی - تشکیل آن در شرایط فرونشست پوسته زمین با همان سرعت تجمع رسوبات دلتایی. در نتیجه، ضخامت رسوبات دلتا به صدها متر می رسد. به گفته A. Holmes، حفاری ضخامتی در حدود 600 متر را نشان داد و ضخامت واقعی نهشته‌های دلتا، که از داده‌های ژئوفیزیک تخمین زده می‌شود، بسیار بیشتر است. در عین حال، در تعدادی از رودخانه‌های دیگر، ضخامت نهشته‌های دلتا از ضخامت نرمال آبرفت‌های نفوذی فراتر نمی‌رود.

ذخایر دلتا. در دلتاهای رودخانه، نهشته هایی با ترکیب و پیدایش مختلف یافت می شود: 1) رسوبات آبرفتی کانال های کانال، که در رودخانه های مسطح توسط ماسه ها و رس ها، در کوهستانی - با مواد درشت تر نشان داده شده است. 2) رسوبات دریاچه ای تشکیل شده در توده های آبی بسته - کانال های توری یا قسمت های پایین تر از جزایر بین کانالی که عمدتاً توسط رسوبات لومی غنی از مواد آلی نشان داده شده است. 3) رسوبات باتلاقی - باتلاق های ذغال سنگ نارس که در محل دریاچه های بیش از حد رشد یافته ظاهر می شوند. 4) رسوبات دریایی که در طول موج های موجی تشکیل می شوند. این نهشته‌ها هم در جهت افقی و هم در جهت عمودی جایگزین یکدیگر می‌شوند که به دلیل حرکات مکرر کانال‌ها که با انتقال و تجمع رسوبات کانال، تشکیل دریاچه‌ها، فرورفتگی‌های مختلف، باتلاق شدن و سایر فرآیندها همراه است. در تعدادی از موارد، رسوبات دلتایی توسط باد وزیده شده و تشکیل رسوبات بادی و شکل زمین مشاهده می شود.

علاوه بر تجمع مواد آواری در دلتاهای زیر آب و در فضای پیش از مصب دریا، گاهی اوقات موادی که توسط رودخانه ها به صورت محلول عمدتاً کلوئیدی (Fe، منگنز، A1 و غیره) آورده می شود، تحت تأثیر قرار می گیرد. از آب شور دریا، انعقاد آنها رخ می دهد (لاتین "انعقاد" - انعقاد ). در دهانه رودخانه ها، بارندگی کلوئیدهای آلی نیز اغلب مشاهده می شود. اثر انعقاد آب دریا به ویژه در هنگام سیل، زمانی که جریان رودخانه بسیار گل آلود است، مشهود است.

از سخنرانی ها: رسوبات دلتایی در خارج از رودخانه به صورت مخروط افکنه جمع می شوند. ساختار سه لایه دارند. لایه بالایی سنگریزه است، لایه بندی افقی است. لایه میانی ماسه، بستر اریب است. لایه زیرین خاک رس، لایه بندی افقی است. این ذخایر از نظر رسوبات گیاهی غنی شده اند و از این رو برای نفت و گاز امیدوار کننده هستند.

روش های تعیین سن سنگ ها جدول زمین شناسی مقیاس چینه شناسی محلی، منطقه ای و عمومی.

از سخنرانی ها:سن مطلق دوره زمانی است که از تشکیل سنگ ها می گذرد، یعنی یک سال.

سن نسبی سن سنگ ها در مقایسه با سنگ های بالا یا پایین است.

تعریف کردن سن مطلقبا استفاده از روش ژئوکرونولوژی هسته ای. این روش ها بر اساس تجزیه عناصر رادیواکتیو است. سرعت فروپاشی ثابت است و به هیچ شرایطی که روی زمین رخ می دهد بستگی ندارد. با دانستن نیمه عمر یک عنصر، می توان سن ماده معدنی و محتوای آن را تعیین کرد.

روش های اساسی ژئوکرونولوژی هسته ای:

رهبری

روبیدیم - استرانسیوم

رادیوکربن

پتاسیم آرگون

روش پتاسیم آرگونسن سنگ های حاوی پتاسیم و آرگون را تعیین می کند که در نزدیکی سطح زمین یا روی آن تشکیل شده اند و متعاقباً تحت گرما و فشار اندکی قرار نگرفته اند. محدوده سنی از 100 میلیون سال و بالاتر است.

روش روبیدیم - استرانسیوماین فقط برای سنگ ها استفاده می شود، زیرا تحت شرایط خاص واکنش های شیمیایی بین مواد معدنی ممکن است رخ دهد. محدوده سنی از 5 میلیون سال و بالاتر است.

روش سربکامل ترین است تعیین سن سنگ های تشکیل شده در طول تاریخ زمین شناسی زمین، سن شهاب سنگ ها، سنگ های سیارات منظومه شمسی و ماهواره ها. محدوده سنی از 30 میلیون سال و بالاتر است.

روش رادیوکربندر باستان شناسی استفاده می شود. برای تعیین سن جوانترین ذخایر پوسته زمین. محدوده سنی از 2 تا 60 هزار سال ± 200 سال.

زمین، مانند بسیاری از سیارات دیگر، ساختار داخلی لایه ای دارد. سیاره ما از سه لایه اصلی تشکیل شده است. لایه داخلی هسته، لایه بیرونی پوسته زمین است و گوشته بین آنها قرار دارد.

هسته بخش مرکزی زمین است و در عمق 3000-6000 کیلومتری قرار دارد. شعاع هسته 3500 کیلومتر است. به گفته دانشمندان، هسته از دو بخش تشکیل شده است: بیرونی - احتمالا مایع، و درونی - جامد. دمای هسته حدود 5000 درجه است. ایده های مدرن در مورد هسته سیاره ما در طول مطالعات طولانی مدت و تجزیه و تحلیل داده های به دست آمده به دست آمد. بنابراین، ثابت شده است که محتوای آهن در هسته سیاره به 35٪ می رسد که ویژگی های لرزه ای آن را تعیین می کند. قسمت بیرونی هسته با جریان های دوار نیکل و آهن نشان داده می شود که جریان الکتریکی را به خوبی هدایت می کنند. منشا میدان مغناطیسی زمین با این بخش از هسته مرتبط است، زیرا میدان مغناطیسی جهانی توسط جریان های الکتریکی ایجاد می شود. ماده مایع هسته بیرونی به دلیل دمای بسیار بالا، هسته بیرونی تاثیر قابل توجهی بر روی نواحی از گوشته که با آن در تماس هستند می گذارد. در برخی از نقاط، گرما و جریان های توده ای عظیم به سطح زمین هدایت می شود. هسته داخلی زمین جامد است و دمای بالایی نیز دارد. دانشمندان بر این باورند که چنین حالتی از قسمت داخلی هسته با فشار بسیار بالایی در مرکز زمین به وجود می آید که به 3 میلیون اتمسفر می رسد. با افزایش فاصله از سطح زمین، فشردگی مواد افزایش می یابد و بسیاری از آنها به حالت فلزی می روند.

لایه میانی، گوشته، هسته را می پوشاند. گوشته حدود 80 درصد از حجم سیاره ما را اشغال می کند، این بزرگترین قسمت زمین است. گوشته از هسته به سمت بالا قرار دارد، اما به سطح زمین نمی رسد، از بیرون با پوسته زمین در تماس است. اساساً ماده گوشته در حالت جامد قرار دارد، به جز لایه چسبناک بالایی که حدود 80 کیلومتر ضخامت دارد. این استنوسفر است که از یونانی به معنای "توپ ضعیف" ترجمه شده است. به گفته دانشمندان، ماده گوشته دائما در حال حرکت است. با افزایش فاصله از پوسته زمین به سمت هسته، ماده گوشته به حالت متراکم تر می رود.

در خارج، گوشته توسط پوسته زمین پوشیده شده است - یک پوسته قوی بیرونی. ضخامت آن از چندین کیلومتر در زیر اقیانوس ها تا چند ده کیلومتر در رشته کوه متغیر است. پوسته زمین تنها 0.5 درصد از کل جرم سیاره ما را تشکیل می دهد. ترکیب پوست شامل اکسیدهای سیلیکون، آهن، آلومینیوم، فلزات قلیایی است. پوسته قاره ای به سه لایه رسوبی، گرانیت و بازالت تقسیم می شود. پوسته اقیانوسی از لایه های رسوبی و بازالت تشکیل شده است.

لیتوسفر زمین از پوسته زمین همراه با لایه بالایی گوشته تشکیل شده است. لیتوسفر از صفحات لیتوسفری تکتونیکی تشکیل شده است که به نظر می رسد با سرعت 20 تا 75 میلی متر در سال بر روی استنوسفر "سرخوردن" می کنند. صفحات لیتوسفری که نسبت به یکدیگر حرکت می کنند از نظر اندازه متفاوت هستند و سینماتیک حرکت توسط تکتونیک صفحه تعیین می شود.

ارائه ویدئویی "ساختار داخلی زمین":

ارائه "جغرافیا به عنوان یک علم"

مطالب مرتبط:

در واقع، این یک سوال نسبتاً ساده است، البته اگر حداقل ایده کمی از ساختار سیاره ما داشته باشید. به طور کلی، برای کسانی که جغرافیا را از دست داده اند، من نه تنها پاسخ می دهم، بلکه به طور خلاصه در مورد نحوه عملکرد زمین ما صحبت خواهم کرد. :)

قدرت لایه های داخلی زمین

سیاره ما، با این حال، مانند بسیاری دیگر، به دور از همگن است، اما به شکل یک "پای" ارائه شده است - لایه هایی که یکی بالای دیگری قرار دارند. با توجه به داده های به دست آمده از مطالعه ساختار داخلی سیاره، دانشمندان توانستند قدرت تقریبی هر یک را محاسبه کنند:

• هسته - شعاع کل قطعات مایع و جامد 3500 کیلومتر است.
• گوشته - ضخامت لایه بیش از 2900 کیلومتر نیست.
• پوست درخت - بین 10-120 کیلومتر متغیر است.

بنابراین، معلوم می شود که قوی ترین - گوشته - تا 85٪ از کل جرم زمین است.

ساختار سیاره زمین

بنابراین، در قسمت مرکزی آن هسته قرار دارد. به گفته بسیاری از دانشمندان، آن توسط دو بخش نمایش داده می شود: خارجی و داخلی. در عین حال، قسمت داخلی جامد است که در مورد لایه بیرونی نمی توان گفت. با این حال، این فقط یک فرضیه بر اساس تحقیقات طولانی مدت و تجزیه و تحلیل عمیق است. اما شکی نیست که ماده اصلی هسته یا به عبارتی قسمت داخلی آن توسط آهن - تا 38٪ - نشان داده شده است. همانطور که برای لایه بیرونی، آن را با جریان های به آرامی چرخش آهن و نیکل تشکیل شده است. به هر حال، با این ویژگی است که پدیده ای مانند میدان مغناطیسی سیاره در ارتباط است.

علاوه بر این، گوشته به سمت سطح قرار دارد - تا 85٪ از حجم کل زمین، که در واقع، این قسمت را بزرگترین می کند. اکثریت قریب به اتفاق آن توسط ماده جامد نشان داده شده است، اما بخش بالایی - تا 100 کیلومتر، چسبناک است و با پوست پوشیده شده است - یک پوسته بیرونی و قوی. دارای لایه های زیر است:

• بازالتی؛
• گرانیت؛
• رسوبی

علاوه بر این، آنها بین پوسته اقیانوسی پوشیده از آب و پوسته ای که اساس قاره ها شد - قاره ای تمایز قائل می شوند. هر گونه دارای ویژگی های خاصی است، اما تفاوت اصلی عدم وجود لایه گرانیتی در نوع اقیانوسی است.

روش های مطالعه ساختار داخلی و ترکیب زمین را می توان به دو گروه اصلی روش های زمین شناسی و روش های ژئوفیزیکی تقسیم کرد. روش های زمین شناسیبر اساس نتایج مطالعه مستقیم لایه‌های سنگ در رخنمون‌ها، عملیات معدن (معادن، آدیت‌ها و غیره) و گمانه‌ها است. در عین حال، محققان کل زرادخانه روش های مطالعه ساختار و ترکیب را در اختیار دارند که درجه بالایی از جزئیات نتایج به دست آمده را تعیین می کند. در عین حال، امکانات این روش ها در مطالعه اعماق سیاره بسیار محدود است - عمیق ترین چاه در جهان تنها عمق 12262- متری دارد (فوق عمیق کولا در روسیه)، حتی اعماق کمتری نیز هنگام حفاری به دست آمده است. کف اقیانوس (حدود -1500 متر، حفاری از کشتی تحقیقاتی آمریکایی "Glomar Challenger"). بنابراین، اعماق بیش از 0.19٪ از شعاع سیاره برای مطالعه مستقیم در دسترس است.

اطلاعات در مورد ساختار عمیق بر اساس تجزیه و تحلیل داده های غیر مستقیم به دست آمده است روش های ژئوفیزیکعمدتاً الگوهای تغییر با عمق پارامترهای فیزیکی مختلف (رسانایی الکتریکی، شکل مکانیکی شایستگی و غیره) اندازه‌گیری شده در طول بررسی‌های ژئوفیزیکی. توسعه مدل‌های ساختار داخلی زمین در درجه اول بر اساس نتایج مطالعات لرزه‌ای مبتنی بر داده‌های مربوط به قوانین انتشار امواج لرزه‌ای است. در مراکز زلزله و انفجارهای قوی، امواج لرزه ای ایجاد می شود - ارتعاشات الاستیک. این امواج به امواج حجمی تقسیم می شوند - در روده های سیاره منتشر می شوند و آنها را مانند اشعه ایکس "نیمه شفاف" می کنند و امواج سطحی - که به موازات سطح منتشر می شوند و لایه های بالایی سیاره را تا عمق ده ها تا عمق "کاوشگر" می کنند. صدها کیلومتر
امواج بدن به نوبه خود به دو نوع طولی و عرضی تقسیم می شوند. امواج طولی با سرعت انتشار بالا اولین امواجی هستند که توسط گیرنده های لرزه ای ثبت می شوند که به آنها امواج اولیه یا P می گویند. از انگلیسی. اولیه - اولیهامواج عرضی آهسته تر، امواج S نامیده می شوند. از انگلیسی. ثانویه - ثانویه). امواج عرضی، همانطور که شناخته شده است، یک ویژگی مهم دارند - آنها فقط در یک محیط جامد منتشر می شوند.

در مرزهای محیط های با خواص مختلف، امواج شکست می شوند و در مرزهای تغییرات شدید خواص، علاوه بر شکست، امواج بازتابی و تبدیلی به وجود می آیند. امواج برشی می توانند عمود بر صفحه تابش (امواج SH) یا در صفحه فرود (امواج SV) افست شوند. هنگام عبور از مرز رسانه با خواص مختلف، امواج SH شکست معمولی را تجربه می کنند و امواج SV، به جز امواج SV شکسته و منعکس شده، امواج P را تحریک می کنند. اینگونه است که سیستم پیچیده ای از امواج لرزه ای پدید می آید که از روده های سیاره "دیدن" می کنند.

با تجزیه و تحلیل الگوهای انتشار امواج، می توان ناهمگنی ها را در روده های سیاره شناسایی کرد - اگر در یک عمق معین تغییر ناگهانی در سرعت انتشار امواج لرزه ای، شکست و انعکاس آنها ثبت شود، می توان نتیجه گرفت که در این عمق یک مرز از پوسته های داخلی زمین وجود دارد که در خواص فیزیکی آنها متفاوت است.

مطالعه راه ها و سرعت انتشار امواج لرزه ای در روده های زمین امکان ایجاد مدل لرزه ای از ساختار داخلی آن را فراهم کرد.

امواج لرزه‌ای که از منبع زلزله به اعماق زمین منتشر می‌شوند، مهم‌ترین جهش‌های سرعت، شکست و انعکاس را در بخش‌های لرزه‌ای واقع در اعماق تجربه می‌کنند. 33 کیلومترو 2900 کیلومتراز سطح (شکل را ببینید). این مرزهای لرزه ای تیز این امکان را می دهد که روده های سیاره را به 3 ژئوسفر اصلی داخلی - پوسته زمین، گوشته و هسته تقسیم کنیم.

پوسته زمین توسط یک مرز لرزه ای تیز از گوشته جدا می شود که بر روی آن سرعت امواج طولی و عرضی به طور ناگهانی افزایش می یابد. بنابراین، سرعت امواج عرضی به شدت از 6.7-7.6 کیلومتر بر ثانیه در قسمت پایین پوسته به 7.9-8.2 کیلومتر در ثانیه در گوشته افزایش می یابد. این مرز در سال 1909 توسط زلزله شناس یوگسلاوی موهورویچیچ کشف شد و پس از آن نامگذاری شد. مرز موهورویچ(اغلب به عنوان مرز موهو یا M مخفف می شود). میانگین عمق مرز 33 کیلومتر است (لازم به ذکر است که به دلیل ضخامت های مختلف در ساختارهای مختلف زمین شناسی این مقدار بسیار تقریبی است). در همان زمان، در زیر قاره ها، عمق بخش موهورویچ می تواند به 75-80 کیلومتر برسد (که در زیر سازه های کوهستانی جوان ثابت شده است - آند، پامیر)، در زیر اقیانوس ها کاهش می یابد و به حداقل ضخامت 3-4 می رسد. کیلومتر

یک مرز لرزه ای حتی واضح تر که گوشته و هسته را جدا می کند در عمق ثابت می شود 2900 کیلومتر. در این بخش لرزه ای، سرعت موج P به طور ناگهانی از 13.6 کیلومتر بر ثانیه در پایه گوشته به 8.1 کیلومتر بر ثانیه در هسته کاهش می یابد. امواج S - از 7.3 کیلومتر بر ثانیه تا 0. ناپدید شدن امواج عرضی نشان می دهد که قسمت بیرونی هسته دارای خواص مایع است. مرز لرزه ای که هسته و گوشته را از هم جدا می کند در سال 1914 توسط زلزله شناس آلمانی گوتنبرگ کشف شد و اغلب از آن به عنوان نام برده می شود. مرز گوتنبرگ، اگرچه این نام رسمی نیست.

تغییرات شدید در سرعت و ماهیت عبور امواج در عمق 670 کیلومتری و 5150 کیلومتری ثبت شده است. مرز 670 کیلومترگوشته را به گوشته بالایی (33-670 کیلومتر) و گوشته پایینی (670-2900 کیلومتری) تقسیم می کند. مرز 5150 کیلومترهسته را به یک مایع خارجی (2900-5150 کیلومتر) و یک جامد داخلی (5150-6371 کیلومتر) تقسیم می کند.

تغییرات قابل توجهی نیز در بخش لرزه نگاری مشاهده می شود 410 کیلومترگوشته بالایی را به دو لایه تقسیم می کند.

داده های به دست آمده در مورد مرزهای لرزه ای جهانی، مبنایی برای در نظر گرفتن یک مدل لرزه ای مدرن از ساختار عمیق زمین فراهم می کند.

پوسته بیرونی زمین جامد است پوسته زمینمحدود به مرز موهورویچیک. این یک پوسته نسبتا نازک است که ضخامت آن از 4-5 کیلومتر در زیر اقیانوس ها تا 75-80 کیلومتر در زیر سازه های کوهستانی قاره ای است. پوسته بالایی به طور مشخص در ترکیب آن متمایز است لایه رسوبیمتشکل از سنگهای رسوبی دگرگون نشده که در میان آنها ممکن است آتشفشان وجود داشته باشد و زیر آن تلفیقی، یا کریستالی,پارس سگدو نوع اصلی از پوسته زمین وجود دارد - قاره ای و اقیانوسی، که اساساً از نظر ساختار، ترکیب، منشاء و سن متفاوت هستند.

پوسته قاره ایدر زیر قاره ها و حاشیه های زیر آب آنها قرار دارد، دارای ضخامت 35-45 کیلومتر تا 55-80 کیلومتر است که 3 لایه در برش آن متمایز است. لایه بالایی معمولاً از سنگ های رسوبی شامل مقدار کمی سنگ های دگرگون شده ضعیف و آذرین تشکیل شده است. این لایه رسوبی نامیده می شود. از نظر ژئوفیزیک، با سرعت موج P کم در محدوده 2-5 کیلومتر بر ثانیه مشخص می شود. میانگین ضخامت لایه رسوبی حدود 2.5 کیلومتر است.
در زیر پوسته بالایی (لایه گرانیت-گنیس یا "گرانیت")، متشکل از سنگ های آذرین و دگرگونی غنی از سیلیس (به طور متوسط، مطابق با ترکیب شیمیایی گرانودیوریت) است. سرعت امواج P در این لایه 5.9-6.5 کیلومتر بر ثانیه است. در پایه پوسته فوقانی، بخش لرزه ای کنراد مشخص می شود که منعکس کننده افزایش سرعت امواج لرزه ای در طول انتقال به پوسته پایینی است. اما این بخش در همه جا ثابت نیست: در پوسته قاره ای، افزایش تدریجی سرعت موج با عمق اغلب ثبت می شود.
پوسته پایینی (لایه گرانولیت-مافیک) با سرعت موج بالاتر (6.7-7.5 کیلومتر بر ثانیه برای امواج P) مشخص می شود که به دلیل تغییر در ترکیب سنگ در طول انتقال از گوشته بالایی است. طبق مدل مورد قبول، ترکیب آن با گرانولیت مطابقت دارد.

سنگ های سنین مختلف زمین شناسی در شکل گیری پوسته قاره ای شرکت می کنند، تا باستانی ترین آنها که حدود 4 میلیارد سال سن دارند.

پوسته اقیانوسیضخامت نسبتا کمی دارد، به طور متوسط ​​6-7 کیلومتر. در کلی ترین شکل آن، دو لایه در بخش آن قابل تشخیص است. لایه بالایی رسوبی است که با ضخامت کم (به طور متوسط ​​حدود 0.4 کیلومتر) و سرعت موج P کم (1.6-2.5 کیلومتر بر ثانیه) مشخص می شود. لایه زیرین - "بازالت" - از سنگ های آذرین اساسی (بالا - بازالت ها، زیر - سنگ های نفوذی اساسی و اولترابازیک) تشکیل شده است. سرعت امواج طولی در لایه "بازالت" از 3.4-6.2 کیلومتر بر ثانیه در بازالت ها به 7-7.7 کیلومتر بر ثانیه در پایین ترین افق های پوسته افزایش می یابد.

قدیمی ترین سنگ های پوسته اقیانوسی مدرن حدود 160 میلیون سال قدمت دارند.

مانتواین بزرگترین پوسته داخلی زمین از نظر حجم و جرم است که از بالا با مرز موهو و از پایین به مرز گوتنبرگ محدود شده است. در ترکیب آن، گوشته بالایی و گوشته پایینی متمایز می شوند که با مرز 670 کیلومتری از هم جدا می شوند.

شیدایی فوقانی بر اساس ویژگی های ژئوفیزیکی به دو لایه تقسیم می شود. لایه بالایی - گوشته زیر پوسته- از مرز موهو تا اعماق 50-80 کیلومتری زیر اقیانوس ها و 200-300 کیلومتری زیر قاره ها امتداد دارد و با افزایش هموار سرعت امواج لرزه ای طولی و عرضی مشخص می شود که با فشرده شدن سنگ ها توضیح داده می شود. به دلیل فشار لیتواستاتیک لایه های پوشاننده. در زیر گوشته زیر پوسته تا سطح مشترک جهانی 410 کیلومتر لایه ای با سرعت کم وجود دارد. همانطور که از نام لایه بر می آید، سرعت امواج لرزه ای در آن کمتر از گوشته زیر پوسته است. علاوه بر این، در برخی مناطق، عدسی‌هایی شناسایی می‌شوند که به هیچ وجه امواج S را ارسال نمی‌کنند، که دلیلی برای بیان این مطلب است که ماده گوشته در این مناطق در حالت نیمه مذاب قرار دارد. این لایه استنوسفر نامیده می شود. از یونانی "آستنس" - ضعیف و "اسفیر" - کره) این اصطلاح در سال 1914 توسط زمین شناس آمریکایی جی. بورل معرفی شد که اغلب در ادبیات انگلیسی به عنوان LVZ شناخته می شود. منطقه کم سرعت. به این ترتیب، استنوسفر- این لایه ای در گوشته بالایی (واقع در عمق حدود 100 کیلومتری زیر اقیانوس ها و حدود 200 کیلومتری یا بیشتر در زیر قاره ها) است که بر اساس کاهش سرعت عبور امواج لرزه ای و داشتن یک کاهش استحکام و ویسکوزیته سطح استنوسفر با کاهش شدید مقاومت (به مقادیر حدود 100 اهم) به خوبی ثابت شده است. . م).

وجود یک لایه استنوسفری پلاستیکی که از نظر خواص مکانیکی با لایه های جامد پوشاننده متفاوت است، زمینه ای را برای جداسازی فراهم می کند. لیتوسفر- پوسته جامد زمین، از جمله پوسته زمین و گوشته زیر پوسته، واقع در بالای استنوسفر. ضخامت لیتوسفر از 50 تا 300 کیلومتر است. لازم به ذکر است که لیتوسفر یک پوسته سنگی یکپارچه سیاره نیست، بلکه به صفحات جداگانه ای تقسیم می شود که دائماً در امتداد آستنوسفر پلاستیکی حرکت می کنند. کانون‌های زلزله و آتشفشان‌های مدرن به مرزهای صفحات لیتوسفر محدود می‌شوند.

در عمق بیش از 410 کیلومتر در گوشته بالایی، هر دو موج P و S در همه جا منتشر می شوند و سرعت آنها با عمق نسبتاً یکنواخت افزایش می یابد.

AT مانتو پایینکه با مرز جهانی تیز 670 کیلومتر جدا شده است، سرعت امواج P و S به طور یکنواخت و بدون تغییرات ناگهانی به ترتیب تا 13.6 و 7.3 کیلومتر بر ثانیه تا بخش گوتنبرگ افزایش می یابد.

در هسته بیرونی، سرعت امواج P به شدت به 8 کیلومتر بر ثانیه کاهش می یابد، در حالی که امواج S به طور کامل ناپدید می شوند. ناپدید شدن امواج عرضی نشان می دهد که هسته بیرونی زمین در حالت مایع است. در زیر بخش 5150 کیلومتری، یک هسته داخلی وجود دارد که در آن سرعت امواج P افزایش می یابد و امواج S دوباره شروع به انتشار می کنند که نشان دهنده حالت جامد آن است.

نتیجه گیری اساسی از مدل سرعت زمین که در بالا توضیح داده شد این است که سیاره ما از مجموعه ای از پوسته های متحدالمرکز تشکیل شده است که نشان دهنده یک هسته آهنی، یک گوشته سیلیکاته و یک پوسته آلومینوسیلیکات است.

مشخصات ژئوفیزیکی زمین

توزیع جرم بین ژئوسفرهای داخلی

بخش عمده ای از جرم زمین (حدود 68٪) بر روی گوشته نسبتاً سبک، اما بزرگ آن قرار می گیرد که حدود 50٪ آن بر روی گوشته پایینی و حدود 18٪ در قسمت بالایی می افتد. 32 درصد باقیمانده از جرم کل زمین عمدتاً روی هسته می افتد و قسمت بیرونی مایع آن (29 درصد از جرم کل زمین) بسیار سنگین تر از قسمت جامد داخلی (حدود 2٪) است. تنها کمتر از 1 درصد از کل جرم سیاره روی پوسته باقی مانده است.

تراکم

چگالی پوسته ها به طور طبیعی به سمت مرکز زمین افزایش می یابد (شکل را ببینید). چگالی متوسط ​​پوست 2.67 گرم بر سانتی متر مکعب است. در مرز موهو، به طور ناگهانی از 2.9-3.0 به 3.1-3.5 افزایش می یابد. g/cm3. در گوشته، چگالی به تدریج به دلیل فشرده شدن ماده سیلیکات و انتقال فاز (تغییر ساختار ساختار کریستالی ماده در جریان "انطباق" با افزایش فشار) از 3.3 گرم بر سانتی متر مکعب در قسمت زیر پوسته به افزایش می یابد. 5.5 گرم بر سانتی متر 3 در گوشته پایین. در مرز گوتنبرگ (2900 کیلومتر)، چگالی تقریباً به طور ناگهانی دو برابر می شود، تا 10 گرم بر سانتی متر مکعب در هسته بیرونی. جهش دیگر در چگالی - از 11.4 به 13.8 گرم در سانتی متر 3 - در مرز هسته داخلی و خارجی (5150 کیلومتر) رخ می دهد. این دو پرش چگالی تیز ماهیت متفاوتی دارند: در مرز گوشته/هسته، تغییری در ترکیب شیمیایی ماده رخ می‌دهد (انتقال از یک گوشته سیلیکات به یک هسته آهنی)، و پرش در مرز 5150 کیلومتری با تغییر در حالت تجمع (انتقال از یک هسته خارجی مایع به یک هسته داخلی جامد). در مرکز زمین، چگالی ماده به 14.3 گرم بر سانتی متر مکعب می رسد.

فشار

فشار در داخل زمین بر اساس مدل چگالی آن محاسبه می شود. افزایش فشار هنگام دور شدن از سطح به دلایل مختلفی است:

فشرده سازی به دلیل وزن پوسته های پوشاننده (فشار لیتواستاتیک)؛

انتقال فاز در پوسته های شیمیایی همگن (به ویژه در گوشته)؛

تفاوت در ترکیب شیمیایی پوسته ها (پوسته و گوشته، گوشته و هسته).

در پای پوسته قاره ای، فشار حدود 1 گیگا پاسکال (به طور دقیق تر، 0.9 * 10 9 Pa) است. در گوشته زمین، فشار به تدریج افزایش می یابد و در مرز گوتنبرگ به 135 گیگا پاسکال می رسد. در هسته بیرونی، گرادیان رشد فشار افزایش می یابد، در حالی که در هسته داخلی، برعکس، کاهش می یابد. مقادیر محاسبه شده فشار در مرز بین هسته داخلی و خارجی و نزدیک به مرکز زمین به ترتیب 340 و 360 گیگا پاسکال است.

درجه حرارت. منابع انرژی حرارتی

فرآیندهای زمین شناسی که در سطح و در روده های سیاره رخ می دهد در درجه اول به دلیل انرژی حرارتی است. منابع انرژی به دو گروه تقسیم می شوند: درون زا (یا منابع داخلی)، مرتبط با تولید گرما در روده های سیاره، و اگزوژن (یا خارجی در رابطه با سیاره). شدت جریان انرژی حرارتی از اعماق به سطح در بزرگی گرادیان زمین گرمایی منعکس می شود. گرادیان زمین گرماییافزایش دما با عمق است که بر حسب 0 C/km بیان می شود. ویژگی "معکوس" این است مرحله زمین گرمایی- عمق بر حسب متر، پس از غوطه وری که در آن دما 1 0 درجه سانتیگراد افزایش می یابد مناطق با رژیم زمین ساختی آرام. با عمق، مقدار گرادیان زمین گرمایی به طور قابل توجهی کاهش می یابد، به طور متوسط ​​حدود 10 0 С/km در لیتوسفر، و کمتر از 1 0 С/km در گوشته. دلیل این امر در توزیع منابع انرژی حرارتی و ماهیت انتقال حرارت نهفته است.

منابع انرژی درون زاموارد زیر هستند.
1. انرژی تمایز گرانشی عمیق، یعنی آزاد شدن گرما در هنگام توزیع مجدد ماده در چگالی در طی تبدیلات شیمیایی و فاز آن. عامل اصلی در چنین تحولاتی فشار است. مرز هسته و گوشته به عنوان سطح اصلی این آزاد شدن انرژی در نظر گرفته می شود.
2. حرارت رادیوژنیکتولید شده توسط تجزیه ایزوتوپ های رادیواکتیو. بر اساس برخی محاسبات، این منبع حدود 25 درصد از شار گرمایی تابش شده توسط زمین را تعیین می کند. با این حال، باید در نظر گرفت که محتویات بالا از ایزوتوپ های رادیواکتیو اصلی با عمر طولانی - اورانیوم، توریم و پتاسیم فقط در قسمت بالایی پوسته قاره (منطقه غنی سازی ایزوتوپ) مشاهده می شود. به عنوان مثال، غلظت اورانیوم در گرانیت ها به 3.5 10-4٪، در سنگ های رسوبی - 3.2 10-4٪ می رسد، در حالی که در پوسته اقیانوسی ناچیز است: حدود 1.66 10-7٪. بنابراین، گرمای رادیوژنیک منبع اضافی گرما در قسمت بالایی پوسته قاره ای است که مقدار بالای گرادیان زمین گرمایی در این منطقه از سیاره را تعیین می کند.
3. گرمای باقیمانده، از زمان شکل گیری سیاره در اعماق حفظ شده است.
4. جزر و مد جامد، به دلیل جاذبه ماه. انتقال انرژی جزر و مد جنبشی به گرما به دلیل اصطکاک داخلی در توده سنگ رخ می دهد. سهم این منبع در کل تعادل گرما کم است - حدود 1-2٪.

در لیتوسفر، مکانیسم رسانا (مولکولی) انتقال گرما غالب است؛ در گوشته زیر لیتوسفر زمین، انتقال به مکانیزم انتقال حرارت عمدتاً همرفتی رخ می دهد.

محاسبات دما در روده های سیاره مقادیر زیر را به دست می دهد: در لیتوسفر در عمق حدود 100 کیلومتری، دما حدود 1300 0 C، در عمق 410 کیلومتر - 1500 0 C، در عمق 670 کیلومتری است. - 1800 0C، در مرز هسته و گوشته - 2500 0 C، در عمق 5150 کیلومتر - 3300 0 C، در مرکز زمین - 3400 0 C. در این مورد، تنها اصلی (و محتمل ترین) برای مناطق عمیق) منبع گرما، انرژی تمایز گرانشی عمیق، در نظر گرفته شد.

گرمای درون زا مسیر فرآیندهای ژئودینامیکی جهانی را تعیین می کند. از جمله حرکت صفحات لیتوسفری

در سطح سیاره، مهمترین نقش را ایفا می کند منبع اگزوژنگرما تابش خورشیدی است. در زیر سطح، اثر گرمای خورشیدی به شدت کاهش می یابد. در حال حاضر در عمق کم (تا 20-30 متر) منطقه ای از دمای ثابت وجود دارد - منطقه ای از اعماق که در آن دما ثابت می ماند و برابر با میانگین دمای سالانه منطقه است. در زیر کمربند دمای ثابت، گرما با منابع درون زا همراه است.

مغناطیس زمین

زمین یک آهنربای غول پیکر با میدان نیروی مغناطیسی و قطب های مغناطیسی است که نزدیک به جغرافیا هستند، اما با آنها منطبق نیستند. بنابراین، در قرائت سوزن مغناطیسی قطب نما، میل مغناطیسی و میل مغناطیسی متمایز می شود.

انحراف مغناطیسی- این زاویه بین جهت سوزن مغناطیسی قطب نما و نصف النهار جغرافیایی در یک نقطه مشخص است. این زاویه بزرگترین در قطب (تا 90 0) و کوچکترین در استوا (7-8 0) خواهد بود.

تمایل مغناطیسی- زاویه ای که در اثر تمایل سوزن مغناطیسی به افق ایجاد می شود. هنگام نزدیک شدن به قطب مغناطیسی، سوزن قطب نما حالت عمودی به خود می گیرد.

فرض بر این است که وقوع یک میدان مغناطیسی به دلیل سیستم‌های جریان الکتریکی است که در طول چرخش زمین در ارتباط با حرکات همرفتی در هسته بیرونی مایع ایجاد می‌شود. میدان مغناطیسی کل شامل مقادیر میدان اصلی زمین و میدان ناشی از کانی های فرومغناطیسی در سنگ های پوسته زمین است. خواص مغناطیسی مشخصه مواد معدنی است - فرومغناطیس ها، مانند مگنتیت (FeFe 2 O 4)، هماتیت (Fe 2 O 3)، ایلمنیت (FeTiO 2)، پیروتیت (Fe 1-2 S) و غیره که کانی هستند و ایجاد شده توسط ناهنجاری های مغناطیسی. مشخصه این کانی ها پدیده ماندگاری است که وارث جهت گیری میدان مغناطیسی زمین است که در زمان تشکیل این کانی ها وجود داشته است. بازسازی موقعیت قطب های مغناطیسی زمین در دوره های مختلف زمین شناسی نشان می دهد که میدان مغناطیسی به طور دوره ای تجربه می شود. وارونگی- تغییری که در آن قطب های مغناطیسی معکوس می شوند. فرآیند تغییر علامت مغناطیسی میدان ژئومغناطیسی از چند صد تا چند هزار سال به طول می‌انجامد و با کاهش شدید شدت میدان مغناطیسی اصلی زمین تا تقریباً صفر آغاز می‌شود، سپس قطبیت معکوس برقرار می‌شود و پس از یک در حالی که یک ترمیم سریع شدت به دنبال دارد، اما علامت مخالف. قطب شمال با فرکانس تقریبی 5 برابر در 1 میلیون سال جای قطب جنوب را گرفت و بالعکس. جهت گیری فعلی میدان مغناطیسی حدود 800 هزار سال پیش مشخص شد.

پوسته زمین به معنای علمی بالاترین و سخت ترین بخش زمین شناسی پوسته سیاره ما است.

تحقیقات علمی به شما امکان می دهد آن را به طور کامل مطالعه کنید. این امر با حفاری مکرر چاه هم در قاره ها و هم در کف اقیانوس تسهیل می شود. ساختار زمین و پوسته زمین در نقاط مختلف سیاره هم از نظر ترکیب و هم از نظر خصوصیات متفاوت است. مرز بالایی پوسته زمین نقش برجسته مرئی و مرز پایینی منطقه جدایی دو محیط است که به سطح موهورویچیک نیز معروف است. اغلب از آن به سادگی به عنوان "مرز M" یاد می شود. او این نام را به لطف لرزه‌شناس کروات Mohorovichich A دریافت کرد. او برای سال‌ها سرعت حرکت‌های لرزه‌ای را بسته به سطح عمق مشاهده کرد. در سال 1909، او وجود تفاوت بین پوسته زمین و گوشته سرخ زمین را ثابت کرد. مرز M در سطحی قرار دارد که سرعت موج لرزه ای از 7.4 به 8.0 کیلومتر بر ثانیه افزایش می یابد.

ترکیب شیمیایی زمین

دانشمندان با مطالعه پوسته های سیاره ما به نتایج جالب و حتی شگفت انگیزی دست یافتند. ویژگی های ساختاری پوسته زمین آن را به همان مناطق مریخ و زهره شبیه می کند. بیش از 90 درصد از عناصر تشکیل دهنده آن توسط اکسیژن، سیلیکون، آهن، آلومینیوم، کلسیم، پتاسیم، منیزیم، سدیم تشکیل شده است. با ترکیب با یکدیگر در ترکیبات مختلف، آنها بدنهای فیزیکی همگن - مواد معدنی را تشکیل می دهند. آنها می توانند در غلظت های مختلف وارد ترکیب سنگ ها شوند. ساختار پوسته زمین بسیار ناهمگن است. بنابراین، سنگ ها به شکل تعمیم یافته، سنگدانه هایی با ترکیب شیمیایی کم و بیش ثابت هستند. اینها ارگانهای زمین شناسی مستقل هستند. آنها به عنوان یک منطقه کاملاً مشخص از پوسته زمین درک می شوند که منشاء و سن یکسانی در محدوده آن دارد.

سنگ ها بر اساس گروه ها

1. ماگمایی. نام برای خودش صحبت می کند. آنها از ماگمای سرد شده ناشی از منافذ آتشفشان های باستانی به وجود می آیند. ساختار این سنگ ها به طور مستقیم به سرعت انجماد گدازه بستگی دارد. هر چه بزرگتر باشد، بلورهای ماده کوچکتر است. به عنوان مثال، گرانیت در ضخامت پوسته زمین تشکیل شد و بازالت در نتیجه ریزش تدریجی ماگما در سطح آن ظاهر شد. تنوع این گونه نژادها بسیار زیاد است. با توجه به ساختار پوسته زمین، می بینیم که 60 درصد از کانی های ماگمایی تشکیل شده است.

2. رسوبی. اینها سنگهایی هستند که حاصل رسوب تدریجی قطعاتی از مواد معدنی مختلف در خشکی و کف اقیانوس هستند. اینها می توانند اجزای سست (ماسه، سنگریزه)، سیمان شده (ماسه سنگ)، باقی مانده های میکروارگانیسم ها (زغال سنگ، سنگ آهک)، محصولات واکنش شیمیایی (نمک پتاسیم) باشند. آنها تا 75 درصد از کل پوسته زمین در قاره ها را تشکیل می دهند.
بر اساس روش فیزیولوژیکی تشکیل، سنگ های رسوبی به دو دسته تقسیم می شوند:

• آواری. اینها بقایای سنگهای مختلف هستند. آنها تحت تأثیر عوامل طبیعی (زلزله، طوفان، سونامی) نابود شدند. این شامل ماسه، سنگریزه، شن، سنگ خرد شده، خاک رس است.
• شیمیایی. آنها به تدریج از محلول های آبی مواد معدنی مختلف (نمک ها) تشکیل می شوند.
• ارگانیک یا بیوژنیک از بقایای حیوانات یا گیاهان تشکیل شده است. اینها شیل نفت، گاز، نفت، زغال سنگ، سنگ آهک، فسفریت ها، گچ هستند.

3. سنگ های دگرگونی. اجزای دیگر می توانند به آنها تبدیل شوند. این تحت تأثیر تغییر دما، فشار بالا، محلول ها یا گازها اتفاق می افتد. به عنوان مثال، سنگ مرمر را می توان از سنگ آهک، گنیس از گرانیت و کوارتزیت از ماسه به دست آورد.

مواد معدنی و سنگ هایی که بشریت به طور فعال در زندگی خود از آنها استفاده می کند، کانی نامیده می شود. آنها چه هستند؟

اینها تشکیلات معدنی طبیعی هستند که بر ساختار زمین و پوسته زمین تأثیر می گذارند. آنها را می توان در کشاورزی و صنعت هم به شکل طبیعی و هم به صورت فرآوری شده استفاده کرد.

انواع مواد معدنی مفید. طبقه بندی آنها

بسته به وضعیت فیزیکی و تجمع، کانی ها را می توان به دسته های زیر تقسیم کرد:

1. جامد (سنگ معدن، سنگ مرمر، زغال سنگ).
2. مایع (آب معدنی، روغن).
3. گازی (متان).

ویژگی های تک تک انواع کانی ها

با توجه به ترکیب و ویژگی های برنامه، موارد زیر وجود دارد:

1. قابل احتراق (زغال سنگ، نفت، گاز).
2. سنگ معدن. آنها شامل فلزات رادیواکتیو (رادیوم، اورانیوم) و فلزات نجیب (نقره، طلا، پلاتین) هستند. سنگ معدن آهن (آهن، منگنز، کروم) و فلزات غیر آهنی (مس، قلع، روی، آلومینیوم) وجود دارد.
3. کانی های غیرفلزی در مفهومی مانند ساختار پوسته زمین نقش بسزایی دارند. جغرافیای آنها گسترده است. اینها سنگهای غیر فلزی و غیر قابل احتراق هستند. اینها مصالح ساختمانی (ماسه، شن، خاک رس) و مواد شیمیایی (گوگرد، فسفات، نمک های پتاسیم) هستند. بخش جداگانه ای به سنگ های قیمتی و زینتی اختصاص داده شده است.

توزیع مواد معدنی در سیاره ما به طور مستقیم به عوامل خارجی و الگوهای زمین شناسی بستگی دارد.

بنابراین، مواد معدنی سوختی عمدتاً در حوضه های نفت و گاز و زغال سنگ استخراج می شوند. منشا رسوبی دارند و روی پوشش های رسوبی سکوها تشکیل می شوند. نفت و زغال سنگ به ندرت با هم وجود دارند.

مواد معدنی سنگ معدن اغلب به زیرزمین، لبه ها و مناطق چین خورده صفحات پلت فرم مربوط می شود. در چنین مکان هایی می توانند کمربندهای بزرگ ایجاد کنند.

هسته

هسته بیرونی در حالت مذاب است و حتی قدرت بیشتری نسبت به هسته داخلی دارد. دومی تحت فشار بسیار زیادی است. موادی که از آنها تشکیل شده است در حالت جامد دائمی هستند.

مانتو

ژئوسفر زمین هسته را احاطه کرده و حدود 83 درصد از کل پوسته سیاره ما را تشکیل می دهد. مرز پایینی گوشته در عمق زیاد تقریبا 3000 کیلومتری قرار دارد. این پوسته به طور معمول به یک قسمت فوقانی کمتر پلاستیکی و متراکم (از آن ماگما تشکیل می شود) و یک قسمت کریستالی پایینی که عرض آن 2000 کیلومتر است تقسیم می شود.

ترکیب و ساختار پوسته زمین

برای صحبت در مورد اینکه چه عناصری لیتوسفر را تشکیل می دهند، لازم است مفاهیمی ارائه شود.

پوسته زمین بیرونی ترین پوسته لیتوسفر است. چگالی آن در مقایسه با چگالی متوسط ​​سیاره کمتر از دو برابر است.

پوسته زمین با مرز M که قبلا در بالا ذکر شد از گوشته جدا می شود. از آنجایی که فرآیندهایی که در هر دو ناحیه اتفاق می‌افتند متقابلاً بر یکدیگر تأثیر می‌گذارند، همزیستی آنها معمولاً لیتوسفر نامیده می‌شود. به معنای "پوسته سنگ" است. قدرت آن بین 50-200 کیلومتر است.

در زیر لیتوسفر استنوسفر قرار دارد که غلظت و چسبندگی کمتری دارد. دمای آن حدود 1200 درجه است. ویژگی منحصر به فرد استنوسفر توانایی نقض مرزهای آن و نفوذ به درون لیتوسفر است. منبع آتشفشان است. در اینجا کیسه های مذاب ماگما وجود دارد که به پوسته زمین وارد شده و به سطح می ریزد. با مطالعه این فرآیندها، دانشمندان توانسته اند اکتشافات شگفت انگیز زیادی داشته باشند. به این ترتیب ساختار پوسته زمین مورد مطالعه قرار گرفت. لیتوسفر هزاران سال پیش تشکیل شده است، اما حتی اکنون نیز فرآیندهای فعالی در آن در حال انجام است.

عناصر ساختاری پوسته زمین

در مقایسه با گوشته و هسته، لیتوسفر یک لایه سخت، نازک و بسیار شکننده است. از ترکیبی از مواد تشکیل شده است که تا به امروز بیش از 90 عنصر شیمیایی در آن یافت شده است. آنها به طور نابرابر توزیع می شوند. 98 درصد از جرم پوسته زمین را هفت جزء تشکیل می دهد. اینها اکسیژن، آهن، کلسیم، آلومینیوم، پتاسیم، سدیم و منیزیم هستند. قدیمی ترین سنگ ها و کانی ها بیش از 4.5 میلیارد سال قدمت دارند.

با مطالعه ساختار داخلی پوسته زمین می توان کانی های مختلفی را تشخیص داد.
کانی ماده نسبتاً همگنی است که هم در داخل و هم روی سطح لیتوسفر قرار دارد. اینها کوارتز، گچ، تالک و غیره هستند. سنگ ها از یک یا چند کانی تشکیل شده اند.

فرآیندهایی که پوسته زمین را تشکیل می دهند

ساختار پوسته اقیانوسی

این بخش از لیتوسفر عمدتاً از سنگ های بازالت تشکیل شده است. ساختار پوسته اقیانوسی به اندازه پوسته قاره ای به طور کامل مورد مطالعه قرار نگرفته است. نظریه تکتونیکی صفحه توضیح می دهد که پوسته اقیانوسی نسبتاً جوان است و آخرین بخش های آن را می توان به ژوراسیک پسین مربوط کرد.
ضخامت آن عملاً با گذشت زمان تغییر نمی کند، زیرا با مقدار مذاب آزاد شده از گوشته در منطقه پشته های میانی اقیانوس تعیین می شود. به طور قابل توجهی تحت تأثیر عمق لایه های رسوبی در کف اقیانوس قرار دارد. در پرحجم ترین بخشها بین 5 تا 10 کیلومتر متغیر است. این نوع پوسته زمین متعلق به لیتوسفر اقیانوسی است.

پوسته قاره ای

لیتوسفر با جو، هیدروسفر و بیوسفر در تعامل است. در فرآیند سنتز، آنها پیچیده ترین و واکنش پذیرترین پوسته زمین را تشکیل می دهند. در تکتونوسفر است که فرآیندهایی رخ می دهد که ترکیب و ساختار این پوسته ها را تغییر می دهد.
لیتوسفر روی سطح زمین همگن نیست. چندین لایه دارد.

1. رسوبی. عمدتا توسط سنگ ها تشکیل شده است. رس ها و شیل ها و همچنین سنگ های کربناته، آتشفشانی و شنی در اینجا غالب هستند. در لایه های رسوبی می توان مواد معدنی مانند گاز، نفت و زغال سنگ را یافت. همه آنها منشا آلی دارند.
2. لایه گرانیت از سنگهای آذرین و دگرگونی تشکیل شده است که از نظر طبیعت به گرانیت نزدیکترند. این لایه در همه جا یافت نمی شود، بیشتر در قاره ها مشخص است. در اینجا، عمق آن می تواند ده ها کیلومتر باشد.
3. لایه بازالت توسط سنگ های نزدیک به کانی به همین نام تشکیل شده است. متراکم تر از گرانیت است.

عمق و تغییر دمای پوسته زمین

لایه سطحی توسط گرمای خورشیدی گرم می شود. این یک پوسته هلیومتریک است. نوسانات فصلی دما را تجربه می کند. ضخامت لایه متوسط ​​حدود 30 متر است.

در زیر لایه ای وجود دارد که حتی نازک تر و شکننده تر است. دمای آن ثابت و تقریباً برابر با میانگین دمای سالانه مشخصه این منطقه از سیاره است. بسته به آب و هوای قاره ای، عمق این لایه افزایش می یابد.
حتی عمیق تر در پوسته زمین سطح دیگری است. این لایه زمین گرمایی است. ساختار پوسته زمین حضور آن را فراهم می کند و دمای آن توسط گرمای داخلی زمین تعیین می شود و با عمق افزایش می یابد.

افزایش دما به دلیل پوسیدگی مواد رادیواکتیو که بخشی از سنگ ها هستند رخ می دهد. اول از همه، رادیوم و اورانیوم است.

گرادیان هندسی - میزان افزایش دما بسته به درجه افزایش عمق لایه ها. این تنظیم به عوامل مختلفی بستگی دارد. ساختار و انواع پوسته زمین و همچنین ترکیب سنگ ها، سطح و شرایط پیدایش آنها بر آن تأثیر می گذارد.

گرمای پوسته زمین منبع انرژی مهمی است. مطالعه او امروز بسیار مرتبط است.