Die Eingeweide der Erde sind sehr mysteriös und praktisch unzugänglich. Leider gibt es noch keinen solchen Apparat, mit dem man in die innere Struktur der Erde eindringen und sie studieren kann. Die Forscher fanden heraus, dass die tiefste Mine der Welt derzeit eine Tiefe von 4 km hat und der tiefste Brunnen auf der Kola-Halbinsel liegt und 12 km beträgt.

Gewisses Wissen über die Tiefen unseres Planeten ist jedoch immer noch vorhanden. Wissenschaftler haben seine innere Struktur mit Hilfe der seismischen Methode untersucht. Die Grundlage dieser Methode ist die Messung von Vibrationen während eines Erdbebens oder künstlicher Explosionen, die im Erdinneren erzeugt werden. Substanzen mit unterschiedlicher Dichte und Zusammensetzung haben Schwingungen mit einer bestimmten Geschwindigkeit durch sich selbst geleitet. Dadurch war es möglich, diese Geschwindigkeit mit Hilfe spezieller Instrumente zu messen und die erhaltenen Ergebnisse zu analysieren.

Meinung der Wissenschaftler

Die Forscher fanden heraus, dass unser Planet mehrere Schalen hat: die Erdkruste, den Mantel und den Kern. Wissenschaftler glauben, dass die Schichtung der Eingeweide der Erde vor etwa 4,6 Milliarden Jahren begann und sich bis heute fortsetzt. Ihrer Meinung nach steigen alle schweren Substanzen zum Erdmittelpunkt hinab und verbinden sich mit dem Kern des Planeten, während leichtere Substanzen aufsteigen und zur Erdkruste werden. Wenn die interne Schichtung endet, wird unser Planet zu einem kalten und toten werden.

Erdkruste

Es ist die dünnste Hülle des Planeten. Sein Anteil beträgt 1% der Gesamtmasse der Erde. Menschen leben auf der Oberfläche der Erdkruste und entnehmen ihr alles, was zum Überleben notwendig ist. In der Erdkruste gibt es vielerorts Minen und Brunnen. Seine Zusammensetzung und Struktur wird anhand von Oberflächenproben untersucht.

Mantel

Stellt die umfangreichste Hülle der Erde dar. Sein Volumen und seine Masse machen 70 - 80% des gesamten Planeten aus. Der Mantel ist fest, aber weniger dicht als der Kern. Je tiefer der Mantel liegt, desto größer werden seine Temperatur und sein Druck. Der Mantel hat eine teilweise geschmolzene Schicht. Mit Hilfe dieser Schicht bewegen sich Festkörper zum Kern der Erde.

Kern

Es ist der Mittelpunkt der Erde. Es hat eine sehr hohe Temperatur (3000 - 4000 o C) und Druck. Der Kern besteht aus den dichtesten und schwersten Stoffen. Es macht ungefähr 30% der Gesamtmasse aus. Der feste Teil des Kerns schwimmt in seiner flüssigen Schicht und erzeugt so das Erdmagnetfeld. Es ist der Beschützer des Lebens auf dem Planeten und schützt es vor kosmischer Strahlung.

Sachfilm über die Gestaltung unserer Welt

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Der innere Aufbau der Erde auf der Grundlage geophysikalischer Untersuchungen (Art des Durchgangs seismischer Wellen) festgelegt. Es gibt drei Hauptschalen.

1. Erdkruste - die größte Dicke beträgt bis zu 70 km.
2. Mantel - von der unteren Grenze der Erdkruste bis zu einer Tiefe von 2900 km.
3. Kern - erstreckt sich bis zum Erdmittelpunkt (bis zu einer Tiefe von 6.371 km).

Man nennt die Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel Grenze Mohorovichic (Moho), zwischen Mantel und Kern - Grenze Gutenberg.
Erdkern in zwei Schichten aufgeteilt. Extern Im Kern (in einer Tiefe von 5.120 km bis 2.900 km) ist die Substanz flüssig, da Transversalwellen nicht in sie eindringen und die Geschwindigkeit von Longitudinalwellen auf 8 km / s abfällt (siehe "Erdbeben"). intern Kern (von einer Tiefe von 6.371 km bis 5.120 km), die Substanz befindet sich hier in einem festen Zustand (die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen steigt auf 11 km/s oder mehr). Die Zusammensetzung des Kerns wird von einer Eisen-Nickel-Schmelze mit einer Beimischung von Silizium und Schwefel dominiert. Die Dichte der Substanz im Kern erreicht 13 g/cc.

Mantel in zwei Teile geteilt: obere und untere.

Oberer Mantel besteht aus drei Schichten, sinkt in eine Tiefe von 800 - 900 km. oben th die bis zu 50 km dicke Schicht besteht aus einer harten und spröden kristallinen Substanz (die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen beträgt bis zu 8,5 km/s und mehr). Zusammen mit der Erdkruste bildet es sich Lithosphäre- Steinschale der Erde.

Mittelschicht - Asthenosphäre(flexible Schale) ist durch einen amorphen glasartigen Zustand der Materie gekennzeichnet und hat teilweise (um 10%) einen geschmolzenen viskoplastischen Zustand (dies wird durch einen starken Abfall der Geschwindigkeit seismischer Wellen belegt). Die Mächtigkeit der mittleren Schicht beträgt etwa 100 km. Die Asthenosphäre liegt in unterschiedlichen Tiefen. Unter den mittelozeanischen Rücken, wo die Dicke der Lithosphäre minimal ist, liegt die Asthenosphäre in einer Tiefe von mehreren Kilometern. An den Rändern der Ozeane sinkt die Asthenosphäre mit zunehmender Dicke der Lithosphäre auf 60–80 km ab. Unter den Kontinenten liegt er in etwa 200 km Tiefe, und unter den Kontinentalbrüchen steigt er wieder in 10–25 km Tiefe an. Untere Schicht des oberen Mantels (Golicin-Schicht) werden manchmal als Übergangsschicht oder als eigenständiger Teil - der mittlere Mantel - unterschieden. Es steigt bis zu einer Tiefe von 800 - 900 km ab, die Substanz hier ist kristalliner Feststoff (die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen beträgt bis zu 9 km / s).

Niedriger Mantel erstreckt sich bis zu 2.900 km, besteht aus einer festen kristallinen Substanz (die Geschwindigkeit der Longitudinalwellen steigt auf 13,5 km/s). Die Zusammensetzung des Mantels wird von Olivin und Pyroxen dominiert, seine Dichte erreicht im unteren Teil 5,8 g/cm3.

Erdkruste Es wird in zwei Haupttypen (kontinental und ozeanisch) und zwei Übergangstypen (subkontinental und subozeanisch) unterteilt. Die Rindenarten unterscheiden sich in Struktur und Dicke.

Kontinental Die innerhalb der Kontinente und der Schelfzone verteilte Kruste hat eine Dicke von 30–40 km in den Plattformbereichen und bis zu 70 km im Hochland. Die unterste Schicht ist Basalt (mafisch- angereichert mit Magnesium und Eisen), besteht aus schwerem Gestein, seine Dicke beträgt 15 bis 40 km. Oben liegt aus leichteren Felsen zusammengesetzt Granit-Gneis Schicht ( sialisch- angereichert mit Silizium und Aluminium), mit einer Mächtigkeit von 10 bis 30 km. Diese Schichten können sich oben überlappen. sedimentär Schicht, Dicke von 0 bis 15 km. Die durch seismische Daten identifizierte Grenze zwischen den Basalt- und Granit-Gneis-Schichten ( Grenze Konrad) ist nicht immer eindeutig.

ozeanisch die bis zu 6 - 8 km dicke Kruste ist ebenfalls dreischichtig aufgebaut. Die untere Schicht ist schwer Basalt, bis zu 4-6 km dick. Die mittlere Schicht, etwa 1 km dick, besteht aus Zwischenschichten dicht sedimentär Rassen u Basalt Lava. Die oberste Schicht besteht aus lose sedimentär Felsen bis zu 0,7 km dick.

Subkontinental Die Kruste, die eine der kontinentalen Kruste nahe Struktur hat, ist an der Peripherie von Rand- und Binnenmeeren (in den Zonen des Kontinentalhangs und -fußes) und unter Inselbögen vorhanden und zeichnet sich durch eine stark reduzierte Dicke (bis zu 0 m) der Sedimentschicht. Der Grund für diese Abnahme der Dicke der Sedimentschicht ist die große Neigung der Oberfläche, die zum Abrutschen der angesammelten Sedimente beiträgt. Die Dicke dieser Krustenart beträgt bis zu 25 km, einschließlich der Basaltschicht bis zu 15 km, Granit-Gneis bis zu 10 km; Konrads Grenze ist schlecht ausgedrückt.
subozeanisch Die Kruste, deren Struktur der ozeanischen ähnelt, entwickelt sich in den Tiefseeteilen der Binnen- und Randmeere und in ozeanischen Tiefseegräben. Es zeichnet sich durch eine starke Zunahme der Dicke der Sedimentschicht und das Fehlen einer Granit-Gneis-Schicht aus. Die extrem hohe Dicke der Sedimentschicht ist auf das sehr niedrige hypsometrische Niveau der Oberfläche zurückzuführen - unter dem Einfluss der Schwerkraft sammeln sich hier riesige Schichten von Sedimentgesteinen an. Die Gesamtdicke der subozeanischen Kruste erreicht ebenfalls 25 km, einschließlich der Basaltschicht bis zu 10 km und der Sedimentschicht bis zu 15 km. In diesem Fall kann die Dicke der Schicht aus dichtem Sediment- und Basaltgestein 5 km betragen.

Dichte und Druck Länder ändern sich auch mit der Tiefe. Die durchschnittliche Dichte der Erde beträgt 5,52 g/cu. siehe Die Dichte der Gesteine ​​​​der Erdkruste variiert zwischen 2,4 und 3,0 g / cu. cm (im Durchschnitt - 2,8 g / cm³). Die Dichte des oberen Mantels unterhalb der Moho-Grenze nähert sich 3,4 g/cu. cm, in 2.900 km Tiefe erreicht er 5,8 g/cu. cm und im inneren Kern bis zu 13 g / cu. siehe Nach den angegebenen Daten Druck in 40 km Tiefe sind es 10 3 MPa, an der Gutenberggrenze 137 * 10 3 MPa, im Erdmittelpunkt 361 * 10 3 MPa. Die Erdbeschleunigung auf der Erdoberfläche beträgt 982 cm/s2, erreicht in 2900 km Tiefe ein Maximum von 1037 cm/s2 und ist im Erdmittelpunkt minimal (null).

Ein Magnetfeld Die Erde entsteht vermutlich durch die konvektiven Bewegungen der flüssigen Materie des äußeren Kerns, die während der täglichen Rotation des Planeten entstehen. Die Untersuchung magnetischer Anomalien (Schwankungen der Magnetfeldstärke) wird häufig bei der Suche nach Eisenerzvorkommen eingesetzt.
Thermische Eigenschaften Die Erde wird durch Sonnenstrahlung und Wärmefluss gebildet, der sich aus dem Inneren des Planeten ausbreitet. Der Einfluss der Sonnenwärme erstreckt sich nicht tiefer als 30 m. Innerhalb dieser Grenzen gibt es in einer bestimmten Tiefe einen Gürtel mit konstanter Temperatur, der der durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur des Gebiets entspricht. Tiefer als dieser Gürtel steigt die Temperatur unter dem Einfluss des Wärmeflusses der Erde selbst allmählich an. Die Intensität des Wärmestroms hängt vom Aufbau der Erdkruste und vom Aktivitätsgrad körpereigener Prozesse ab. Der durchschnittliche planetarische Wert des Wärmeflusses beträgt 1,5 μkal/cm2 * s, auf Schilden etwa 0,6 - 1,0 μkal/cm 2 * s, in den Bergen bis zu 4,0 μkal/cm 2 * s und in der Mitte des Ozeans Risse bis 8,0 μcal/cm 2 * s. Unter den Quellen, die die innere Wärme der Erde bilden, werden folgende angenommen: die Zerfallsenergie radioaktiver Elemente, chemische Umwandlungen von Materie, gravitative Umverteilung von Materie in Mantel und Kern. Geothermischer Gradient - der Betrag des Temperaturanstiegs pro Tiefeneinheit. Geothermischer Schritt - der Tiefenwert, bei dem die Temperatur um 1 ° C ansteigt. Diese Indikatoren variieren stark an verschiedenen Orten auf dem Planeten. Die Maximalwerte des Gradienten werden in den beweglichen Zonen der Lithosphäre beobachtet, während die Minimalwerte in den alten Kontinentalmassiven beobachtet werden. Im Durchschnitt beträgt der Geothermiegradient der oberen Erdkruste etwa 30 °C pro 1 km und die Geothermiestufe etwa 33 m. Es wird angenommen, dass mit zunehmender Tiefe der Geothermiegradient abnimmt und die Geothermiestufe zunimmt . Basierend auf der Hypothese über das Vorherrschen von Eisen in der Zusammensetzung des Kerns wurden seine Schmelztemperaturen in verschiedenen Tiefen (unter Berücksichtigung des regelmäßigen Druckanstiegs) berechnet: 3700 ° C an der Grenze zwischen Mantel und Kern, 4300 ° C C an der Grenze des inneren und äußeren Kerns.

Chemische Zusammensetzung Erde als ähnlich der durchschnittlichen chemischen Zusammensetzung der untersuchten Meteoriten angesehen. Meteoriten bestehen aus:
– Eisen(Nickeleisen mit Beimischung von Kobalt und Phosphor) machen 5,6 % der Funde aus;
– Eisenstein (Siderolithen- eine Mischung aus Eisen und Silikaten) sind am seltensten - sie machen nur 1,3 % der bekannten aus;
– Stein (Aerolithen- angereichert mit Eisen- und Magnesiumsilikaten mit einer Beimischung von Nickel-Eisen) sind am häufigsten - 92,7%.

Somit wird die durchschnittliche chemische Zusammensetzung der Erde von vier Elementen dominiert. Sauerstoff und Eisen enthalten jeweils etwa 30 %, Magnesium und Silizium jeweils 15 %. Schwefel macht etwa 2 - 4 % aus; Nickel, Calcium und Aluminium - jeweils 2%.

Die Zusammensetzung der tiefen Erdschalen ist nach wie vor eines der faszinierendsten Probleme der modernen Wissenschaft, und doch entwickelten die Seismologen Beno Gutenberg und G. Jefferson zu Beginn des 20. Jahrhunderts ein Modell der inneren Struktur unseres Planeten , wonach die Erde aus folgenden Schichten besteht:

Kern;
- Mantel;
- Erdkruste.

Ein moderner Blick auf die innere Struktur des Planeten

Mitte des letzten Jahrhunderts kamen Wissenschaftler auf der Grundlage der damals neuesten seismologischen Daten zu dem Schluss, dass tiefe Schalen eine komplexere Struktur haben. Gleichzeitig fanden Seismologen heraus, dass der Erdkern in einen inneren und einen äußeren geteilt ist und der Mantel aus zwei Schichten besteht: einer oberen und einer unteren.

Die äußere Hülle der Erde

Die Erdkruste ist nicht nur die oberste, dünnste, sondern auch die am besten untersuchte aller Schichten, ihre Mächtigkeit (Dicke) erreicht ihr Maximum unter den Bergen (ca. 70 km) und das Minimum – unter dem Wasser der Ozeane (5 -10 km), der Durchschnitt Die Dicke der Erdkruste unter den Ebenen variiert von 35 bis 40 km. Der Übergang von der Erdkruste zum Mantel wird als Mohorovich- oder Moho-Grenze bezeichnet.

Es ist auch erwähnenswert, dass die Erdkruste zusammen mit dem oberen Teil des Mantels die Steinhülle der Erde bildet - die Lithosphäre, deren Dicke zwischen 50 und 200 km variiert.

Auf die Lithosphäre folgt die Asthenosphäre - eine erweichte Flüssigkeitsschicht mit erhöhter Viskosität. Neben allem ist es dieser Bestandteil der Erdoberfläche, der als Quelle des Vulkanismus bezeichnet wird, da er Magmataschen enthält, die sich in die Erdkruste und an die Oberfläche ergießen.

In der Wissenschaft ist es üblich, mehrere Arten der Erdkruste zu unterscheiden

Kontinentale oder kontinentale Ausbreitungen innerhalb der Grenzen der Kontinente und Regale bestehen aus Basalt-, Granit-Geiss- und Sedimentschichten. Der Übergang von der Granit-Geiss-Schicht zur Basaltschicht wird als Konrad-Grenze bezeichnet.

Der Ozean besteht ebenfalls aus drei Teilen: schwerem Basalt, einer Schicht aus Basaltlava und dichtem Sedimentgestein und einer Schicht aus losem Sedimentgestein.

Die subkontinentale Kruste ist ein Übergangstyp, der sich an der Peripherie der inneren und auch unter den Inselbögen befindet.

Die subozeanische Kruste hat eine ähnliche Struktur wie die ozeanische und ist besonders gut in den tiefen Teilen der Meere und in großen Tiefen ozeanischer Gräben entwickelt.

Mittlere Geosphäre

Der Mantel macht etwa 83 % des Gesamtvolumens des Planeten aus, umgibt den Erdkern von allen Seiten und ist wiederum in zwei Schichten unterteilt: hart (kristallin) und weich (Magma).

Tiefe Schicht des Planeten Erde

Es ist am wenigsten untersucht, es gibt nur sehr wenige zuverlässige Informationen darüber, mit voller Zuversicht können wir nur sagen, dass sein Durchmesser etwa 7.000 Kilometer beträgt. Es wird angenommen, dass die Zusammensetzung des Erdkerns eine Legierung aus Nickel und Eisen enthält. Es ist auch erwähnenswert, dass der äußere Kern des Planeten eine große Dicke hat und flüssig ist, während der innere Kern von geringerer Dicke und härterer Konsistenz ist. Die sogenannte Gutenberg-Grenze trennt den Erdkern vom Mantel.

Es gibt ein interessantes Merkmal in der Struktur unseres Planeten: Wir treffen auf die komplexeste und vielfältigste Struktur in den Oberflächenschichten der Erdkruste; Je tiefer wir in die Eingeweide der Erde hinabsteigen, desto einfacher wird ihre Struktur. Man kann natürlich den Verdacht äußern, dass es uns nur so vorkommt, denn je tiefer wir gehen, desto ungefährer und unbestimmter werden unsere Informationen. Offenbar ist dies immer noch nicht der Fall, und die Vereinfachung der Struktur mit Tiefe ist eine objektive Tatsache, unabhängig vom Grad unseres Wissens.

Wir beginnen unsere Betrachtung von oben, mit den komplexesten oberen Schichten der Erdkruste. Diese Schichten werden bekanntlich hauptsächlich mit Hilfe direkter geologischer Methoden untersucht.

Etwa zwei Drittel der Erdoberfläche sind von Ozeanen bedeckt; ein Drittel liegt auf den Kontinenten. Der Aufbau der Erdkruste unter den Ozeanen und Kontinenten ist unterschiedlich. Daher werden wir zuerst die Merkmale der Kontinente betrachten und uns dann den Ozeanen zuwenden.

Gesteine ​​unterschiedlichen Alters finden sich auf der Erdoberfläche auf den Kontinenten an unterschiedlichen Orten. Einige Gebiete der Kontinente bestehen auf der Oberfläche der ältesten Felsen - Archäozoikum oder, wie sie häufiger genannt werden, Archäikum und Proterozoikum. Zusammen werden sie als präpaläozoische oder präkambrische Gesteine ​​bezeichnet. Ihre Besonderheit besteht darin, dass die meisten von ihnen stark metamorphosiert sind: Tone haben sich in metamorphe Schiefer verwandelt, Sandsteine ​​​​in kristalline Quarzite, Kalksteine ​​​​in Marmor. Eine wichtige Rolle unter diesen Gesteinen spielen Gneise, also Schiefergranite, sowie gewöhnliche Granite. Die Bereiche, in denen diese ältesten Gesteine ​​​​an die Oberfläche kommen, werden als kristalline Massive oder Kristallmassive bezeichnet Schilde. Ein Beispiel ist der Baltische Schild, der Karelien, die Kola-Halbinsel, ganz Finnland und Schweden umfasst. Ein weiterer Schild bedeckt den größten Teil Kanadas. Auf die gleiche Weise ist der größte Teil Afrikas ein Schutzschild, ebenso wie ein Großteil Brasiliens, fast ganz Indien und ganz Westaustralien. Alle Gesteine ​​der antiken Schilde sind nicht nur transformiert und rekristallisiert, sondern auch sehr stark zu kleinen komplexen Falten gefaltet.

Andere Gebiete auf den Kontinenten sind von meist jüngeren Gesteinen besetzt - Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum im Alter. Dabei handelt es sich hauptsächlich um Sedimentgesteine, darunter aber auch Gesteine ​​magmatischen Ursprungs, die in Form von vulkanischer Lava an die Oberfläche geschüttet oder in einer bestimmten Tiefe eingedrungen und erstarrt sind. Es gibt zwei Kategorien von Gebieten: Auf der Oberfläche einiger Sedimentgesteinsschichten liegen sehr ruhig, fast horizontal, und in ihnen werden nur seltene und kleine Falten beobachtet. An solchen Orten spielen Eruptivgesteine, insbesondere Intrusive, eine relativ geringe Rolle. Solche Bereiche werden genannt Plattformen. An anderen Stellen sind Sedimentgesteine ​​stark in Falten zerknittert, durchsetzt mit tiefen Rissen. Darunter findet man oft eingedrungene oder ausgebrochene Eruptivgesteine. Diese Orte fallen normalerweise mit Bergen zusammen. Sie werden gerufen gefaltete Zonen, oder Geosynklinalen.

Die Unterschiede zwischen einzelnen Plattformen und gefalteten Zonen liegen im Alter der Felsen, die ruhig liegen oder in Falten zerknittert sind. Unter den Plattformen stechen antike Plattformen hervor, auf denen alle Gesteine ​​des Paläozoikums, Mesozoikums und Känozoikums fast horizontal auf einer stark metamorphosierten und gefalteten "kristallinen Basis" aus präkambrischen Gesteinen liegen. Ein Beispiel für eine antike Plattform ist die russische Plattform, innerhalb derer alle Schichten, beginnend mit dem Kambrium, im Allgemeinen sehr ruhig sind.

Es gibt Plattformen, auf denen nicht nur das Präkambrium, sondern auch die kambrischen, ordovizischen und silurischen Schichten in Falten zerknüllt sind, und jüngere Gesteine, beginnend mit dem Devon, liegen ruhig auf diesen Falten auf ihrer erodierten Oberfläche (wie sie sagen: „ nicht konform“). An anderen Stellen wird das "gefaltete Fundament" mit Ausnahme des Präkambriums von allen paläozoischen Gesteinen gebildet, und nur mesozoische und känozoische Gesteine ​​​​liegen fast horizontal. Die Plattformen der letzten beiden Kategorien heißen jung. Einige von ihnen wurden, wie wir sehen können, nach dem Silur gebildet (vorher gab es gefaltete Zonen), andere - nach dem Ende des Paläozoikums. Es stellt sich also heraus, dass es auf den Kontinenten Plattformen unterschiedlichen Alters gibt, die früher oder später entstanden sind. Vor der Bildung der Plattform (in einigen Fällen - bis zum Ende des Proterozoikums, in anderen - bis zum Ende des Silur, in anderen - bis zum Ende des Paläozoikums) kam es zu einem starken Zusammenbruch der Schichten in Falten In die Erdkruste wurden magmatische Gesteinsschmelzen eingebracht, Sedimente einer Metamorphose und Rekristallisation unterzogen. Und erst danach kam Ruhe, und die nachfolgenden Schichten von Sedimentgesteinen, die sich horizontal am Grund der Meeresbecken angesammelt hatten, behielten im Allgemeinen ihr ruhiges Auftreten in der Zukunft bei.

An anderen Stellen schließlich sind alle Schichten zu Falten zerknittert und von Eruptivgesteinen durchdrungen – bis hin zum Neogen.

Indem wir sagen, dass sich die Plattformen zu unterschiedlichen Zeiten gebildet haben könnten, weisen wir auch auf unterschiedliche Altersstufen der Faltenzonen hin. Tatsächlich endete auf alten kristallinen Schilden der Zusammenbruch von Schichten in Falten, das Eindringen von magmatischen Gesteinen und die Rekristallisation vor dem Beginn des Paläozoikums. Daher sind die Schilde Zonen präkambrischer Faltung. Wo die Schichten seit der Devonzeit nicht gestört wurden, dauerte die Faltung der Schichten in Falten bis zum Ende des Silur oder, wie man sagt, bis zum Ende des frühen Paläozoikums. Folglich ist diese Gruppe junger Plattformen gleichzeitig ein Gebiet frühpaläozoischer Faltung. Die Faltung dieser Zeit wird als kaledonische Faltung bezeichnet. Wo sich die Plattform seit Beginn des Mesozoikums gebildet hat, haben wir Zonen der spätpaläozoischen oder hercynischen Faltung. Schließlich sind die Bereiche, in denen alle Schichten bis einschließlich des Neogens stark in Falten gefaltet sind, Zonen der jüngsten, alpinen Faltung, die nur die im Quartär gebildeten Schichten ungefaltet ließ.

Karten, die die Lage von Plattformen und gefalteten Zonen unterschiedlichen Alters und einige andere Merkmale der Struktur der Erdkruste darstellen, werden als Tektonik bezeichnet (Tektonik ist ein Zweig der Geologie, der die Bewegungen und Verformungen der Erdkruste untersucht). Diese Karten dienen als Ergänzung zu den geologischen Karten. Letztere sind primäre geologische Dokumente, die den Aufbau der Erdkruste am objektivsten beleuchten. Tektonische Karten enthalten bereits einige Schlussfolgerungen: über das Alter von Plattformen und gefalteten Zonen, über die Art und den Zeitpunkt der Faltenbildung, über die Tiefe des gefalteten Kellers unter den ruhigen Schichten von Plattformen usw. Die Prinzipien für die Erstellung tektonischer Karten wurden entwickelt in den 30er Jahren von sowjetischen Geologen, hauptsächlich Akademiker A. D. Arkhangelsky. Nach dem Großen Vaterländischen Krieg wurden unter der Leitung des Akademikers N. S. Shatsky tektonische Karten der Sowjetunion erstellt. Diese Karten dienen als Beispiel für die Erstellung internationaler tektonischer Karten von Europa, anderen Kontinenten und der gesamten Erde als Ganzes.

Die Mächtigkeit der Sedimentfolgen ist dort, wo sie ruhig liegen (dh auf Plattformen), und wo sie stark gefaltet sind, unterschiedlich. Juraablagerungen auf der russischen Plattform sind beispielsweise nirgends dicker oder "dick" als 200 Meter, während ihre Dicke im Kaukasus, wo sie stark in Falten zerknittert sind, stellenweise 8 Kilometer erreichen. Ablagerungen aus der Karbonzeit auf derselben russischen Plattform haben eine Dicke von nicht mehr als einigen hundert Metern, und im Ural, wo dieselben Ablagerungen stark in Falten zerknittert sind, wächst ihre Dicke stellenweise auf 5 bis 6 Kilometer an. Dies weist darauf hin, dass bei Anhäufung von Ablagerungen gleichen Alters auf der Plattform und in den Bereichen der gefalteten Zone die Erdkruste auf der Plattform sehr wenig und in der gefalteten Zone viel stärker abgesackt ist. Daher gab es auf der Plattform keinen Platz für die Anhäufung von so dicken Formationen, wie sie sich in tiefen Mulden der Erdkruste in gefalteten Zonen ansammeln könnten.

Innerhalb von Plattformen und Faltenzonen bleibt die Mächtigkeit der angehäuften Sedimentgesteine ​​nicht überall gleich. Es ist von Website zu Website unterschiedlich. Aber auf Plattformen sind diese Änderungen sanft, allmählich und klein. Sie weisen darauf hin, dass die Plattform während der Ansammlung von Sedimenten an manchen Stellen etwas mehr, an manchen Stellen etwas weniger durchhängt und sich in ihrem Untergrund breite sanfte Mulden (Syneklisen) gebildet haben, die durch ebenso sanfte Erhebungen (Anteklisen) getrennt sind. Im Gegensatz dazu variiert in gefalteten Zonen die Mächtigkeit gleichaltriger Sedimentgesteine ​​von Fundort zu Fundort über kurze Distanzen sehr stark, entweder nimmt sie auf mehrere Kilometer zu oder nimmt auf mehrere hundert oder zehn Meter ab oder verschwindet sogar. Dies weist darauf hin, dass sich während der Ansammlung von Sedimenten in der gefalteten Zone einige Bereiche stark und tief absackten, andere wenig oder gar nicht absackten und wieder andere stark angestiegen sind, wie die daneben gefundenen groben klastischen Ablagerungen belegen als Folge der Erosion von Erhebungen. Bemerkenswert ist außerdem, dass alle diese stark absackenden und stark ansteigenden Bereiche schmal waren und streifenförmig dicht nebeneinander lagen, was zu sehr großen Kontrasten in den Bewegungen der Erdkruste im Nahbereich führte.

Unter Berücksichtigung aller oben genannten Merkmale der Bewegungen der Erdkruste: sehr kontrastreiche und starke Senkungen und Hebungen, starke Faltung, starke magmatische Aktivität, dh alle Merkmale der historischen Entwicklung gefalteter Zonen, werden diese Zonen normalerweise genannt Geosynklinalen, wobei der Name "gefaltete Zone" nur übrig blieb, um ihre moderne Struktur zu charakterisieren, die das Ergebnis aller früheren heftigen Ereignisse in der Erdkruste war. Wir werden den Begriff "Geosynklinale" weiterhin verwenden, wenn wir nicht über die moderne Struktur der gefalteten Zone sprechen, sondern über die Merkmale ihrer früheren Entwicklung.

Plattformen und Faltenzonen unterscheiden sich hinsichtlich der auf ihrem Territorium befindlichen Mineralien erheblich voneinander. Auf den Plattformen gibt es wenige magmatische Gesteine, die in die ruhigen Sedimentgesteinsschichten eingedrungen sind. Daher werden auf den Plattformen nur selten Mineralien magmatischen Ursprungs gefunden. Aber in den ruhig vorkommenden Sedimentschichten der Plattform sind Kohle, Erdöl, Erdgase, aber auch Steinsalz, Gips, Baustoffe etc. weit verbreitet In gefalteten Zonen liegt der Vorteil auf der Seite der magmatischen Mineralien. Dies sind verschiedene Metalle, die in verschiedenen Stadien der Erstarrung von Magmakammern entstanden sind.

Wenn wir jedoch von der überwiegenden Einschließung von Sedimentmineralien auf Plattformen sprechen, dürfen wir nicht vergessen, dass wir von ruhig liegenden Schichten sprechen und nicht von jenen hochverwandelten und zerkrümelten kristallinen Gesteinen des alten "gefalteten Fundaments" der Plattformen. was am besten auf "Schilden" zu sehen ist. Diese Kellergesteine ​​spiegeln die Zeit wider, als die Plattform hier noch nicht existierte, aber die Geosynklinale existierte. Daher sind die im gefalteten Grundgebirge gefundenen Mineralien ihrer Art nach geosynklinal, d.h. überwiegend magmatisch. Folglich gibt es auf den Plattformen sozusagen zwei Stockwerke aus Mineralien: Das untere Stockwerk ist uralt, gehört zum Fundament, geosynklinal; es ist durch metallische Erze gekennzeichnet; das Obergeschoss ist eigentlich eine Plattform, die zu der Decke aus Sedimentgestein gehört, die ruhig auf dem Fundament liegt; dies sind sedimentäre, also überwiegend nichtmetallische Mineralien.

Zu den Falten müssen noch ein paar Worte gesagt werden.

Starke Faltung in den gefalteten Zonen und schwache Faltung auf den Plattformen wurden oben erwähnt. Es sei darauf hingewiesen, dass wir nicht nur über die unterschiedliche Intensität der Faltung sprechen sollten, sondern auch darüber, dass Falten unterschiedlicher Art für Faltzonen und Plattformen charakteristisch sind. In gefalteten Zonen gehören die Falten zu einem Typ, der als linear oder vollständig bezeichnet wird. Dies sind lange schmale Falten, die wie Wellen aufeinander folgen, kreisförmig aneinandergrenzen und ganz große Flächen bedecken. Die Falten haben unterschiedliche Formen: einige von ihnen sind abgerundet, andere scharf, einige sind gerade, vertikal, andere sind schräg. Aber alle sind einander ähnlich und vor allem decken sie die gefaltete Zone in einer kontinuierlichen Reihe ab.

Auf den Plattformen - Falten anderer Art. Dies sind getrennte, isolierte Hebungen von Schichten. Einige von ihnen sind tischförmig oder, wie man sagt, truhen- oder kastenförmig, viele haben das Aussehen sanfter Kuppeln oder Wälle. Die Falten sind hier nicht wie in der gefalteten Zone zu Streifen verlängert, sondern in komplexeren Formen angeordnet oder eher zufällig verstreut. Diese Faltung ist „diskontinuierlich“ oder kuppelförmig.

Diskontinuierliche Falten - Brusterhöhungen, Kuppeln und Wälle - befinden sich nicht nur auf der Plattform, sondern auch am Rand der gefalteten Zonen. Es gibt also einen etwas allmählichen Übergang von Plattformfalten zu den für Faltzonen typischen.

Auf den Plattformen und am Rand der gefalteten Zonen gibt es eine andere besondere Art von Falten - die sogenannten "diapiric domes". Sie entstehen dort, wo in einiger Tiefe dicke Schichten aus Steinsalz, Gips oder weichem Ton liegen. Das spezifische Gewicht von Steinsalz ist geringer als das spezifische Gewicht anderer Sedimentgesteine ​​(Steinsalz 2,1, Sande und Tone 2,3). Leichteres Salz liegt also unter schwereren Tonen, Sanden, Kalksteinen. Aufgrund der Fähigkeit von Gesteinen, sich unter Einwirkung kleiner mechanischer Kräfte langsam plastisch zu verformen (das oben erwähnte Kriechphänomen), neigt Salz dazu, an die Oberfläche zu schwimmen und die darüber liegenden schwereren Schichten zu durchdringen und zu drücken. Dazu trägt bei, dass Salz unter Druck extrem flüssig und gleichzeitig stark ist: Es fließt leicht, bricht aber nicht. Das Salz schwimmt in Säulen auf. Gleichzeitig hebt es die darüber liegenden Schichten an, biegt sie kuppelförmig und lässt sie, nach oben ragend, in einzelne Teile splittern. Daher sehen solche diapirischen Kuppeln an der Oberfläche oft wie eine „zerbrochene Platte“ aus. Auf ähnliche Weise bilden sich Diapirfalten, in deren „durchdringenden Kernen“ wir kein Salz, sondern weichen Ton finden. Aber Diapirfalten aus Ton sehen normalerweise nicht wie runde Säulen aus, wie Diapirkuppeln aus Salz, sondern wie lange, längliche Grate.

Die auf den Plattformen gefundenen Kuppeln (einschließlich Diapire) und Schwellen spielen eine wichtige Rolle bei der Bildung von Öl- und Gasansammlungen. In gefalteten Zonen sind Mineralablagerungen meist mit Rissen verbunden.

Wenden wir uns nun den tieferen Schichten der Erdkruste zu. Wir müssen das Gebiet verlassen, das wir durch direkte Beobachtung von der Oberfläche aus kennen, und uns an einen Ort begeben, an dem Informationen nur durch geophysikalische Forschung gewonnen werden können.

Wie bereits erwähnt, liegen innerhalb des sichtbaren Teils der Erdkruste metamorphe Gesteine ​​des Archaikums am tiefsten. Unter ihnen sind Gneise und Granite am häufigsten. Beobachtungen zeigen, dass je tiefer der Einschnitt der Erdkruste wir an der Oberfläche beobachten, desto mehr Granite begegnen uns. Daher kann man denken, dass wir noch tiefer – einige Kilometer unter der Oberfläche kristalliner Schilde oder etwa 10 km unter der Oberfläche von Plattformen und gefalteten Zonen – auf eine durchgehende Granitschicht unter den Kontinenten gestoßen wären. Die Oberfläche dieser Granitschicht ist sehr uneben: Sie steigt entweder bis zur Tagesoberfläche an oder fällt 5-10 km darunter ab.

Die Tiefe der unteren Oberfläche dieser Schicht können wir aufgrund einiger Daten über die Ausbreitungsgeschwindigkeit elastischer seismischer Schwingungen in der Erdkruste nur erahnen. Die Bewegungsgeschwindigkeit der sogenannten longitudinalen seismischen Wellen in Graniten beträgt im Mittel etwa 5 km/sec.

Bei Longitudinalwellen treten Teilchenschwingungen in Richtung der Wellenbewegung auf: vorwärts und rückwärts. Die sogenannten Transversalwellen sind durch Schwankungen quer zur Bewegungsrichtung der Wellen gekennzeichnet: oben - unten oder rechts - links.

An einigen Stellen wurde jedoch festgestellt, dass in einer Tiefe von 10, 15, 20 km die Ausbreitungsgeschwindigkeit derselben seismischen Längswellen größer wird und 6 oder 6,5 km/s erreicht. Da diese Geschwindigkeit für Granit zu hoch ist und nahe an der Ausbreitungsgeschwindigkeit elastischer Schwingungen liegt, die ein solches Gestein wie Basalt in Laborversuchen charakterisiert, wurde die Schicht der Erdkruste mit einer höheren Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen bezeichnet Basalt. Es beginnt in verschiedenen Gebieten in unterschiedlichen Tiefen - normalerweise in einer Tiefe von 15 oder 20 km, aber in einigen Gebieten kommt es viel näher an die Oberfläche, und ein Brunnen mit einer Tiefe von 6-8 km könnte es erreichen.

Bisher ist jedoch noch kein einziger Brunnen in die Basaltschicht vorgedrungen und niemand hat die Felsen gesehen, die in dieser Schicht liegen. Sind das wirklich Basalte? Daran bestehen Zweifel. Einige meinen, dass wir dort anstelle von Basalten dieselben Gneise, Granite und metamorphen Gesteine ​​finden werden, die für die darüber liegende Granitschicht charakteristisch sind, die jedoch in größerer Tiefe durch den Druck der darüber liegenden Gesteine ​​​​und damit durch die Ausbreitungsgeschwindigkeit stark verdichtet werden der seismischen Wellen in ihnen größer ist. Die Lösung dieses Problems ist von großem Interesse und nicht nur theoretisch: Irgendwo im unteren Teil der Granit- und oberen Teil der Basaltschichten finden die Bildungsprozesse von Graniten und die Geburt jener heißen Lösungen und Gase statt, aus denen verschiedene Erze entstehen Mineralien kristallisieren oben, wenn sie sich an die Oberfläche bewegen, statt. Zu wissen, was die Basaltschicht wirklich ist, bedeutet, die Entstehungsprozesse von Metallerzen in der Erdkruste und die Gesetze ihrer Verteilung besser zu verstehen. Deshalb verdient das Projekt, ultratiefe Brunnen zu bohren, um die Struktur des gesamten Granits und zumindest des oberen Teils der Basaltschicht zu untersuchen, jede Unterstützung.

Die Basaltschicht ist die untere Schicht der kontinentalen Kruste. Unten ist es von den tieferen Teilen der Erde durch eine sehr scharfe Trennlinie getrennt, die als Abschnitt von Mohorovicic(benannt nach dem jugoslawischen Seismologen, der die Existenz dieses Abschnitts zu Beginn unseres Jahrhunderts entdeckte). Auf diesem Abschnitt des Mohorovichic (oder kurz Moho) ändert sich die Geschwindigkeit der kompressionsseismischen Wellen abrupt: Oberhalb des Abschnitts beträgt sie normalerweise 6,5 km / s und steigt unmittelbar darunter auf 8 km / s an. Dieser Abschnitt gilt als untere Grenze der Erdkruste. Sein Abstand von der Oberfläche entspricht also der Dicke der Erdkruste. Beobachtungen zeigen, dass die Dicke der Kruste unter den Kontinenten alles andere als einheitlich ist. Im Durchschnitt sind es 35 km, aber unter den Bergen erhöht sie sich auf 50, 60 und sogar 70 km. Gleichzeitig ist die Erdkruste umso dicker, je höher die Berge sind: Ein großer Vorsprung der Erdoberfläche nach oben entspricht einem viel größeren Vorsprung nach unten; die Berge haben also gleichsam „Wurzeln“, die tief in die tieferen Schichten der Erde reichen. Unter den Ebenen hingegen ist die Dicke der Kruste geringer als der Durchschnitt. Auch die relative Rolle der Granit- und Basaltschichten im Schnitt der Erdkruste variiert von Region zu Region. Es ist besonders interessant, dass unter einigen Bergen die "Wurzeln" hauptsächlich aufgrund einer Zunahme der Dicke der Granitschicht und unter anderen aufgrund einer Zunahme der Dicke der Basaltschicht gebildet werden. Der erste Fall wird zum Beispiel im Kaukasus beobachtet, der zweite - im Tien Shan. Weiter werden wir sehen, dass der Ursprung dieser Berge ein anderer ist; dies spiegelte sich auch in der unterschiedlichen Struktur der Erdkruste unter ihnen wider.

Eine Eigenschaft der Erdkruste, die eng mit den "Wurzeln" der Berge verwandt ist, sollte besonders beachtet werden: die sogenannte Isostasie oder das Gleichgewicht. Beobachtungen über die Größe der Gravitation auf der Erdoberfläche zeigen, wie wir gesehen haben, das Vorhandensein bestimmter Schwankungen dieser Größe von Ort zu Ort, d. h. das Vorhandensein bestimmter Anomalien in der Gravitation. Allerdings sind diese Anomalien (nach Abzug des Einflusses der geographischen und Höhenlage des Beobachtungspunktes) äußerst gering; sie können eine Gewichtsveränderung um nur wenige Gramm bewirken. Solche Abweichungen von der Normalkraft der Schwerkraft sind extrem klein im Vergleich zu denen, die man aufgrund der Topographie der Erdoberfläche erwarten könnte. In der Tat, wenn Gebirgszüge ein Haufen überflüssiger Massen auf der Erdoberfläche wären, dann müssten diese Massen eine stärkere Anziehungskraft erzeugen. Im Gegenteil, über den Meeren, wo statt dichter Felsen der anziehende Körper weniger dichtes Wasser ist, müsste die Schwerkraft schwächer werden.

Tatsächlich gibt es solche Unterschiede nicht. Die Schwerkraft wird in den Bergen nicht größer und auf dem Meer kleiner, sie ist überall ungefähr gleich, und die beobachteten Abweichungen vom Mittelwert sind viel geringer als der Einfluss, den die Unebenheiten des Reliefs oder der Austausch von Felsen haben Meerwasser haben sollte. Daraus ist nur eine Schlussfolgerung möglich: Die zusätzlichen Massen an der Oberfläche, die die Grate bilden, müssen dem Massenmangel in der Tiefe entsprechen; nur in diesem Fall wird die Gesamtmasse und die Gesamtanziehungskraft der Felsen unter den Bergen den Normalwert nicht überschreiten. Im Gegenteil, das Fehlen von Massen an der Oberfläche in den Meeren muss einigen schwereren Massen in der Tiefe entsprechen. Die oben genannten Änderungen in der Dicke der Kruste unter den Bergen und Ebenen erfüllen genau diese Bedingungen. Die durchschnittliche Dichte der Gesteine ​​der Erdkruste beträgt 2,7. Unter der Erdkruste, direkt unterhalb des Moho-Abschnitts, hat die Materie eine höhere Dichte und erreicht 3,3. Daher nähert sich dort, wo die Erdkruste dünner ist (unter dem Tiefland), ein schweres subkrustales "Substrat" ​​der Oberfläche näher an der Oberfläche, und sein anziehender Einfluss kompensiert den "Mangel" an Massen an der Oberfläche. Im Gegensatz dazu verringert im Gebirge eine Zunahme der Dicke der leichten Kruste die Gesamtanziehungskraft und kompensiert damit die Anziehungszunahme durch zusätzliche Oberflächenmassen. Es werden Bedingungen geschaffen, unter denen die Erdkruste gleichsam auf einer schweren Bahre schwimmt wie Eisschollen auf dem Wasser: Eine dickere Eisscholle sinkt tiefer ins Wasser, ragt aber auch darüber hinaus; eine weniger dicke Eisscholle sinkt weniger ein, steht aber auch weniger hervor.

Dieses Verhalten von Eisschollen entspricht dem bekannten Gesetz von Archimedes, das das Gleichgewicht von Schwimmkörpern bestimmt. Dem gleichen Gesetz gehorcht auch die Erdkruste: Dort, wo sie dicker ist, dringt sie in Form von „Wurzeln“ tiefer in den Untergrund ein, ragt aber auch höher an die Oberfläche; wo die Kruste dünner ist, kommt das schwere Substrat näher an die Oberfläche, und die Oberfläche der Kruste ist relativ abgesenkt und bildet entweder eine Ebene oder einen Meeresboden. Der Zustand der Kruste entspricht also dem Gleichgewicht von Schwimmkörpern, weshalb dieser Zustand als Isostasie bezeichnet wird.

Es sei darauf hingewiesen, dass die Schlussfolgerung über das Gleichgewicht der Erdkruste in Bezug auf ihre Schwerkraft und ihr Substrat gültig ist, wenn wir die durchschnittliche Dicke der Erdkruste und die durchschnittliche Höhe ihrer Oberfläche für große Gebiete – mehrere hundert Kilometer im Durchmesser – berücksichtigen . Untersucht man jedoch das Verhalten viel kleinerer Abschnitte der Erdkruste, so findet man Abweichungen vom Gleichgewicht, Diskrepanzen zwischen der Dicke der Kruste und der Höhe ihrer Oberfläche, die sich in Form der entsprechenden Anomalien der Schwerkraft ausdrücken . Stellen Sie sich eine große Eisscholle vor. Sein Gleichgewicht hängt wie ein Körper, der auf dem Wasser schwimmt, von seiner durchschnittlichen Dicke ab. Aber eine Eisscholle kann an verschiedenen Stellen sehr unterschiedlich dick sein, sie kann durch Wasser angegriffen werden und ihre Unterseite kann viele kleine Taschen und Ausbuchtungen aufweisen. Innerhalb jeder Tasche oder jeder Ausbuchtung kann die Lage des Eises zum Wasser sehr unterschiedlich vom Gleichgewicht sein: Wenn wir das entsprechende Eisstück aus der Eisscholle herausschlagen, dann sinkt es entweder tiefer als die umgebende Eisscholle oder darüber schweben. Aber im Allgemeinen befindet sich die Eisscholle im Gleichgewicht, und dieses Gleichgewicht hängt von der durchschnittlichen Dicke der Eisscholle ab.

Unter der Erdkruste betreten wir die nächste, sehr mächtige Erdhülle, genannt Erdmantel. Es erstreckt sich landeinwärts für 2900 km. In dieser Tiefe gibt es den nächsten scharfen Schnitt in der Erdsubstanz, der den Erdmantel abtrennt Erdkern. Im Inneren des Mantels nimmt die Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen mit zunehmender Tiefe zu und erreicht am Boden des Mantels 13,6 km/s für Longitudinalwellen. Die Zunahme dieser Geschwindigkeit ist jedoch ungleichmäßig: Sie ist im oberen Teil bis zu einer Tiefe von etwa 1000 km viel schneller und in größeren Tiefen extrem langsam und allmählich. In dieser Hinsicht kann der Mantel in zwei Teile unterteilt werden - den oberen und den unteren Mantel. Nun häufen sich immer mehr Daten, die darauf hindeuten, dass eine solche Aufteilung des Erdmantels in Ober- und Untermantel von großer grundlegender Bedeutung ist, da die Entwicklung der Erdkruste offenbar in direktem Zusammenhang mit den im oberen Mantel ablaufenden Prozessen steht. Die Natur dieser Prozesse wird später diskutiert. Der untere Erdmantel hat anscheinend wenig direkten Einfluss auf die Erdkruste.

Das Material, aus dem der Mantel besteht, ist fest. Dies bestätigt die Art des Durchgangs seismischer Wellen durch den Mantel. Über die chemische Zusammensetzung des Erdmantels gibt es Meinungsverschiedenheiten. Einige Leute denken, dass der obere Mantel aus einem Gestein namens Peridotit besteht. Dieses Gestein enthält sehr wenig Kieselsäure; Hauptbestandteil ist das Mineral Olivin, ein eisen- und magnesiumreiches Silikat. Andere vermuten, dass der obere Mantel viel reicher an Kieselsäure und in seiner Zusammensetzung ähnlich wie Basalt ist, aber dass die Mineralien, aus denen dieser tiefe Basalt besteht, dichter sind als die des Oberflächenbasalts. So spielen beispielsweise im tiefen Basalt Granate eine bedeutende Rolle – Mineralien mit einer sehr dichten „Packung“ von Atomen im Kristallgitter. Ein solcher tiefer Basalt, der wie durch Pressen von gewöhnlichem Oberflächenbasalt erhalten wird, wird Eklogit genannt.

Für beide Standpunkte gibt es Argumente. Insbesondere die zweite Sichtweise wird durch die große Anzahl von Basalten bestätigt, die in ihrer chemischen Zusammensetzung sehr einheitlich sind und jetzt bei Vulkanausbrüchen ausbrechen. Ihre Quelle kann nur im oberen Mantel liegen.

Wenn sich dieser Standpunkt als richtig herausstellt, sollten wir bedenken, dass es auf dem Moho-Abschnitt keine Änderung der chemischen Zusammensetzung der Materie gibt, sondern einen Übergang derselben Substanz in der chemischen Zusammensetzung zu einer neuen, dichteren „Tiefe“. ” Zustand, zu einem anderen, wie sie sagen, "Phase". Solche Übergänge werden "Phasenübergänge" genannt. Dieser Übergang hängt von der Druckänderung mit der Tiefe ab. Wenn ein bestimmter Druck erreicht wird, verwandelt sich gewöhnlicher Basalt in Eklogit und weniger dichte Feldspäte werden durch dichtere Granate ersetzt. Solche Übergänge werden auch von der Temperatur beeinflusst: Eine Erhöhung bei gleichem Druck erschwert es Basalt, in Eklogit überzugehen. Daher wird die untere Grenze der Erdkruste abhängig von Temperaturänderungen beweglich. Steigt die Temperatur, so geht ein Teil des Eklogits wieder in gewöhnlichen Basalt über, die Krustengrenze sinkt, die Kruste wird dicker; während das Volumen der Substanz um 15% zunimmt. Wenn die Temperatur abnimmt, geht bei gleichem Druck ein Teil des Basalts in den unteren Schichten der Kruste in Eklogit über, die Krustengrenze steigt an, die Kruste wird dünner und das Volumen des Materials, das in ein neues übergegangen ist Phase verringert sich um 15 %. Diese Prozesse können die Schwankungen der Erdkruste nach oben und unten erklären: Infolge ihrer Verdickung wird die Kruste steigen, steigen, während sie an Dicke verliert, wird sie sinken, durchhängen.

Die Frage nach der chemischen Zusammensetzung und dem Aggregatzustand des oberen Erdmantels wird sich aber offenbar erst durch supertiefe Bohrungen endgültig klären, wenn die Bohrlöcher, nachdem sie die gesamte Erdkruste durchdrungen haben, die Substanz des oberen Erdmantels erreichen.

Ein wichtiges Merkmal der Struktur des oberen Mantels ist der "Erweichungsgürtel", der sich in einer Tiefe zwischen 100 und 200 km befindet. In diesem Gürtel, der auch genannt wird Asthenosphäre, ist die Ausbreitungsgeschwindigkeit elastischer Schwingungen etwas geringer als darüber und darunter, was auf einen etwas weniger festen Zustand der Substanz hindeutet. In der Zukunft werden wir sehen, dass der „weichmachende Gürtel“ eine sehr wichtige Rolle im Leben der Erde spielt.

Im unteren Mantel wird die Materie viel schwerer. Seine Dichte steigt offenbar auf 5,6. Es wird angenommen, dass es aus Silikaten besteht, die sehr reich an Eisen und Magnesium und arm an Kieselsäure sind. Es ist möglich, dass Eisensulfid im unteren Erdmantel weit verbreitet ist.

In einer Tiefe von 2900 km, wie angegeben, endet und beginnt der Mantel Kern der Erde. Das wichtigste Merkmal des Kerns ist, dass er seismische Längsschwingungen überträgt, sich jedoch für Querschwingungen als unpassierbar erweist. Da elastische Querschwingungen Feststoffe durchdringen, aber in Flüssigkeiten schnell abklingen, während Längsschwingungen sowohl Feststoffe als auch Flüssigkeiten durchdringen, sollte gefolgert werden, dass sich der Erdkern in einem flüssigen Zustand befindet. Natürlich ist es bei weitem nicht so flüssig wie Wasser; es ist eine sehr dicke Substanz, die einem festen Zustand nahe kommt, aber immer noch viel flüssiger ist als die Substanz des Mantels.

Innerhalb des Kerns ist mehr zugeteilt innerer Kern, oder Nukleolus. Seine obere Grenze liegt in einer Tiefe von 5000 km, also in einer Entfernung von 1370 km vom Erdmittelpunkt. Hier ist ein nicht sehr scharfer Abschnitt zu beobachten, an dem die Geschwindigkeit der seismischen Schwingungen wieder schnell abfällt und dann zum Erdmittelpunkt hin wieder zuzunehmen beginnt. Es wird angenommen, dass der innere Kern fest ist und nur der äußere Kern in einem flüssigen Zustand ist. Da letzteres jedoch den Durchgang von Querschwingungen verhindert, kann die Frage nach dem Zustand des inneren Kerns noch nicht abschließend geklärt werden.

Über die chemische Zusammensetzung des Kerns wurde viel gestritten. Sie gehen immer noch weiter. Viele halten noch an der alten Ansicht fest, dass der Erdkern aus Eisen mit einer kleinen Beimischung von Nickel besteht. Der Prototyp dieser Zusammensetzung sind Eisenmeteorite. Meteoriten werden im Allgemeinen entweder als Fragmente bereits existierender und zerfallener Planeten oder als verbleibende „unbenutzte“ kleine kosmische Körper angesehen, aus denen vor mehreren Milliarden Jahren Planeten „gesammelt“ wurden. In beiden Fällen sollten die Meteoriten die chemische Zusammensetzung der einen oder anderen Hülle des Planeten darzustellen scheinen. Steinmeteoriten entsprechen wahrscheinlich der chemischen Zusammensetzung des Mantels, zumindest des unteren. Schwerere Eisenmeteoriten entsprechen, wie viele Leute denken, tieferen Eingeweiden - dem Kern des Planeten.

Andere Forscher finden jedoch Argumente gegen das Konzept der Eisenzusammensetzung des Kerns und glauben, dass der Kern aus Silikaten bestehen sollte, im Allgemeinen die gleichen wie diejenigen, aus denen der Mantel besteht, dass diese Silikate jedoch in einem „metallischen“ Zustand vorliegen infolge des enormen Drucks im Kern an der oberen Grenze des Kerns gleich 1,3 Millionen Atmosphären und im Erdmittelpunkt 3 Millionen atm.). Das bedeutet, dass unter Druckeinwirkung die Silikatatome teilweise zerstört wurden und einzelne Elektronen von ihnen abbrachen, die sich selbstständig bewegen konnten. Dies ist wie bei Metallen für bestimmte metallische Eigenschaften des Kerns verantwortlich: hohe Dichte; bis in den Erdmittelpunkt 12,6 elektrische Leitfähigkeit, Wärmeleitfähigkeit.

Endlich gibt es noch einen Zwischenstandpunkt, der sich jetzt durchzusetzen beginnt, nämlich dass der innere Kern aus Eisen und der äußere aus Silikaten in metallischem Zustand besteht.

Nach moderner Theorie ist das Magnetfeld der Erde dem äußeren Kern zugeordnet. Geladene Elektronen bewegen sich im äußeren Kern in einer Tiefe zwischen 2900 und 5000 km, beschreiben Kreise oder Schleifen, und ihre Bewegung führt zur Entstehung eines Magnetfelds. Es ist bekannt, dass sowjetische Raketen, die zum Mond abgefeuert wurden, in unserem natürlichen Satelliten kein Magnetfeld entdeckten. Dies steht im Einklang mit der Annahme, dass der Mond keinen erdähnlichen Kern hat.

Betrachten Sie nun den Aufbau des Erdinneren unter den Ozeanen.

Obwohl in jüngster Zeit, seit dem Internationalen Geophysikalischen Jahr, der Meeresboden und die Tiefen der Erde unter den Ozeanen äußerst intensiv untersucht wurden (bekannt sind die zahlreichen Fahrten des sowjetischen Forschungsschiffs Vityaz), kennen wir immer noch den geologischen Aufbau des Ozeans Gebiete viel schlimmer als die Struktur der Kontinente. Es wurde jedoch festgestellt, dass es am Grund der Ozeane keine Schilde, Plattformen oder gefalteten Zonen gibt, wie sie auf den Kontinenten bekannt sind. Entsprechend dem Bodenrelief in den Ozeanen können als größte Elemente Ebenen (oder Becken), ozeanische Rücken und Tiefwassergräben unterschieden werden.

Ebenen besetzen weite Räume am Grund aller Ozeane. Sie befinden sich fast immer in der gleichen Tiefe (5-5,5 km).

Ozeanische Rücken sind breite, holprige Wellen. Besonders charakteristisch ist der atlantische Unterwasserrücken. Es erstreckt sich von Norden nach Süden genau entlang der Mittellinie des Ozeans und krümmt sich parallel zu den Küsten der angrenzenden Kontinente. Sein Kamm befindet sich normalerweise in einer Tiefe von etwa 2 km, einzelne Gipfel erheben sich jedoch in Form von Vulkaninseln (Azoren, St. Paul, Ascension, Tristan da Cunha) über den Meeresspiegel. Direkt an der Fortsetzung des Unterwasserkamms liegt Island mit seinen Vulkanen.

Der Unterwasserrücken im Indischen Ozean erstreckt sich ebenfalls in meridionaler Richtung entlang der Mittellinie des Ozeans. Bei den Chagos-Inseln gabelt sich dieser Bereich. Einer seiner Zweige geht direkt nach Norden, wo auf seiner Fortsetzung in der Region Bombay riesige gefrorene Ströme vulkanischer Basalte (Dekkan-Plateau) bekannt sind. Der andere Zweig geht nach Nordwesten und verliert sich, bevor er ins Rote Meer eintritt.

Die atlantischen und indischen Unterwasserkämme sind miteinander verbunden. Der Indian Ridge wiederum verbindet sich mit dem East Pacific Submarine Ridge. Letztere erstreckt sich in Breitenrichtung südlich von Neuseeland, biegt aber auf dem Meridian von 120° westlicher Länge scharf nach Norden ab. Es nähert sich der Küste von Mexiko und verliert sich hier im seichten Wasser, bevor es in den Golf von Kalifornien mündet.

Eine Reihe kürzerer Unterwasserkämme nimmt den zentralen Teil des Pazifischen Ozeans ein. Fast alle von ihnen sind von Südosten nach Nordwesten verlängert. Auf einem solchen Unterwasserkamm befinden sich die Hawaii-Inseln, auf den Gipfeln anderer - zahlreiche Archipele kleinerer Inseln.

Ein Beispiel für einen ozeanischen Unterwasserrücken ist auch der von sowjetischen Wissenschaftlern im Arktischen Ozean entdeckte Lomonossow-Rücken.

Fast alle großen Unterwasserkämme sind miteinander verbunden und bilden sozusagen ein einziges System. Die Beziehung des Lomonosov-Kamms zu anderen Kämmen ist noch unklar.

Tiefseeschluchten sind enge (100-300 km) und lange (mehrere tausend Kilometer) Gräben im Meeresboden, in denen maximale Tiefen beobachtet werden. In einem dieser Schlaglöcher, Mariana, fand das sowjetische Expeditionsschiff Vityaz die größte Tiefe des Weltozeans und erreichte 11.034 m. Tiefwasser-Schlaglöcher befinden sich entlang der Peripherie der Ozeane. Meistens grenzen sie an Inselbögen. Letztere sind an einigen Stellen ein charakteristisches Merkmal der Struktur der Übergangszonen zwischen den Kontinenten und dem Ozean. Inselbögen sind entlang der westlichen Peripherie des Pazifischen Ozeans besonders weit entwickelt - zwischen dem Ozean einerseits und Asien und Australien andererseits. Von Norden nach Süden fallen die Bögen der Inseln der Aleuten, Kurilen, Japaner, Bonino-Marianer, Philippiner, Tonga, Kermadec und Neuseeland wie Girlanden herab. Fast alle dieser Bögen sind auf der äußeren (konvexen) Seite von Tiefseefurchen begrenzt. Dieselbe Brunft grenzt an den Inselbogen der Antillen in Mittelamerika. Eine weitere Furche begrenzt den Inselbogen Indonesiens von der Seite des Indischen Ozeans. Einige Schlaglöcher, die sich an der Peripherie des Ozeans befinden, sind nicht mit Inselbögen verbunden. Das ist zum Beispiel die Atakama-Schlucht vor der Küste Südamerikas. Die periphere Lage von Tiefseespuren ist natürlich nicht zufällig.

In Bezug auf die geologische Struktur des Meeresbodens ist zunächst anzumerken, dass im offenen Ozean die Dicke der auf dem Boden angesammelten losen Sedimente gering ist - nicht mehr als einen Kilometer und oft weniger. Diese Sedimente bestehen aus sehr dünnen Kalkschluffen, die hauptsächlich aus mikroskopisch kleinen Schalen einzelliger Organismen - Globigerin - sowie aus den sogenannten roten Tiefseetonen bestehen, die kleinste Eisen- und Manganoxidkörner enthalten. In letzter Zeit wurden an vielen Orten in großer Entfernung von der Küste ganze Bänder von Sedimenten detritischen Ursprungs - Sande - entdeckt. Sie werden eindeutig aus den Küstenregionen in diese Bereiche der Ozeane gebracht und weisen durch ihre Existenz auf das Vorhandensein starker Tiefenströmungen in den Ozeanen hin.

Ein weiteres Merkmal ist die enorme und weit verbreitete Entwicklung von Spuren vulkanischer Aktivität. Am Grund aller Ozeane ist eine große Anzahl riesiger kegelförmiger Berge bekannt; Dies sind erloschene alte Vulkane. Viele auf dem Grund der Ozeane und aktiver Vulkane. Von diesen Vulkanen sind nur Basalte ausgebrochen und brechen aus, und gleichzeitig sind sie in ihrer Zusammensetzung sehr einheitlich, überall gleich. Entlang der Peripherie der Ozeane, auf Inselbögen, sind auch andere Laven bekannt, die mehr Kieselsäure enthalten - Andesite, aber in den mittleren Teilen der Ozeane sind Vulkanausbrüche nur basaltisch. Und im Allgemeinen sind in den mittleren Teilen der Ozeane außer Basalten fast keine anderen festen Gesteine ​​​​bekannt. Der ozeanographische Bagger hat bis auf einige Sedimentgesteine ​​immer nur Basaltfragmente vom Boden gehoben. Erwähnenswert sind auch riesige tiefe Breitenspalten, die mehrere tausend Kilometer lang sind und den Boden des nordöstlichen Teils des Pazifischen Ozeans durchschneiden. Entlang dieser Risse lassen sich scharfe Kanten im Meeresboden verfolgen.

Der Tiefenaufbau der Erdkruste im Ozean ist viel einfacher als unter den Kontinenten. In den Ozeanen gibt es keine Granitschicht und lose Sedimente liegen direkt auf der Basaltschicht, deren Dicke viel geringer ist als auf den Kontinenten: Meist sind es nur 5 km. So besteht der feste Teil der Erdkruste in den Ozeanen aus einem Kilometer lockeren Sedimenten und fünf Kilometern Basaltschicht. Dass diese Schicht tatsächlich aus Basalt besteht, ist für die Ozeane viel wahrscheinlicher als für die Kontinente, da Basalte auf dem Meeresboden und auf ozeanischen Inseln weit verbreitet sind. Wenn wir dazu fünf Kilometer der durchschnittlichen Dicke der Ozeanwasserschicht hinzufügen, dann beträgt die Tiefe der unteren Grenze der Erdkruste (der Moho-Abschnitt) unter den Ozeanen nur 11 km - viel weniger als unter den Kontinenten. Daher ist die ozeanische Kruste dünner als die kontinentale. Daher begannen amerikanische Ingenieure, von einer schwimmenden Bohrinsel aus die gesamte Erdkruste im Ozean zu durchbohren, in der Hoffnung, die oberen Schichten des Mantels leichter zu erreichen und ihre Zusammensetzung herauszufinden.

Es gibt Hinweise darauf, dass die ozeanische Kruste unter submarinen Rücken dicker wird. Dort ist es 20-25 km dick und bleibt basaltisch. Es ist interessant, dass die Kruste nicht nur unter den offenen Ozeanen, sondern auch unter einigen tiefen Meeren eine ozeanische Struktur aufweist: Basaltkruste und das Fehlen einer Granitschicht wurden unter dem tiefen Teil des Schwarzen Meeres unter dem Südkaspischen Meer gebildet die tiefsten Vertiefungen des Karibischen Meeres, unter dem Japanischen Meer und an anderen Orten. Meere mittlerer Tiefe haben auch eine Zwischenstruktur der Kruste: Unter ihnen ist es dünner als ein typisches kontinentales, aber dicker als ein ozeanisches, es hat sowohl Granit- als auch Basaltschichten, aber die Granitschicht ist viel dünner als auf dem Festland . Eine solche Zwischenkruste wird in flachen Gebieten des Karibischen Meeres, im Ochotskischen Meer und anderswo beobachtet.

Die Struktur des Mantels und des Kerns unter den Ozeanen ähnelt im Allgemeinen ihrer Struktur unter den Kontinenten. Der Unterschied wird im oberen Mantel beobachtet: Der "Erweichungsgürtel" (Asthenosphäre) unter den Ozeanen ist dicker als unter den Kontinenten; Unter den Ozeanen beginnt dieser Gürtel bereits in einer Tiefe von 50 km und setzt sich bis in eine Tiefe von 400 km fort, während er sich auf den Kontinenten zwischen 100 und 200 km Tiefe konzentriert. So erstrecken sich Strukturunterschiede zwischen Kontinenten und Ozeanen nicht nur über die gesamte Mächtigkeit der Erdkruste, sondern bis in mindestens 400 km Tiefe bis in den oberen Erdmantel. Tiefer – in den unteren Schichten des oberen Mantels, im unteren Mantel, im äußeren und inneren Kern – wurden noch keine Veränderungen in der Struktur in horizontaler Richtung, keine Unterschiede zwischen dem kontinentalen und dem ozeanischen Sektor der Erde festgestellt.

Lassen Sie uns abschließend ein paar Worte über einige allgemeine Eigenschaften des Globus sagen.

Der Globus strahlt Wärme aus. Aus dem Erdinneren strömt ständig Wärme an die Oberfläche. Dabei gibt es einen sogenannten Temperaturgradienten – eine Temperaturzunahme mit der Tiefe. Im Durchschnitt wird dieses Gefälle mit 30° pro 1 km angenommen, d.h. bei einer Tiefe von 1 km steigt die Temperatur um 30° Celsius an. Dieser Gradient ist jedoch von Ort zu Ort sehr unterschiedlich. Außerdem ist es nur für die oberflächlichsten Teile der Erdkruste richtig. Wenn es bis zum Erdmittelpunkt gleich bliebe, dann wäre im Erdinneren die Temperatur so hoch, dass unser Planet einfach explodieren würde. Nun besteht kein Zweifel, dass die Temperatur mit zunehmender Tiefe immer langsamer ansteigt. Im unteren Mantel und im Kern steigt sie sehr schwach an und überschreitet im Erdmittelpunkt offenbar nicht 4000°.

Anhand des oberflächennahen Temperaturgradienten sowie der Wärmeleitfähigkeit des Gesteins lässt sich berechnen, wie viel Wärme aus der Tiefe nach außen fließt. Es stellt sich heraus, dass die Erde jede Sekunde 6 ∙ 10 12 Kalorien von ihrer gesamten Oberfläche verliert. In letzter Zeit wurden an verschiedenen Orten - auf den Kontinenten und am Grund der Ozeane - ziemlich viele Messungen der Größe des Wärmeflusses der Erde durchgeführt. Es stellte sich heraus, dass der durchschnittliche Wärmestrom 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pro Sekunde beträgt. In einigen der häufigsten Fälle schwankt sie zwischen 0,5 und 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 pro Sekunde, und es gibt keine Unterschiede in der Wärmeabgabe auf den Kontinenten und im Ozean. Vor diesem einheitlichen Hintergrund wurden jedoch anomale Zonen gefunden - mit einer sehr hohen Wärmeübertragung, die zehnmal höher ist als der normale Wärmefluss. Solche Zonen sind ozeanische Unterwasserkämme. Besonders viele Messungen wurden am Ostpazifischen Rücken durchgeführt.

Diese Beobachtungen werfen eine interessante Frage für Geophysiker auf. Es ist jetzt ziemlich klar, dass radioaktive Elemente die Wärmequelle im Inneren der Erde sind. Sie sind in allen Gesteinen, in allen Materialien der Erde vorhanden, und wenn sie zerfallen, setzen sie Wärme frei. Wenn wir den durchschnittlichen Gehalt an radioaktiven Elementen in Gesteinen berücksichtigen, davon ausgehen, dass ihr Gehalt im Mantel gleich ihrem Gehalt in Steinmeteoriten ist und der Gehalt im Kern als gleich dem Gehalt in Eisenmeteoriten angesehen wird, dann stellt sich heraus dass die Gesamtmenge an radioaktiven Elementen mehr als genug ist, um die beobachtete Flusswärme zu bilden. Es ist jedoch bekannt, dass Granite im Durchschnitt dreimal mehr radioaktive Elemente enthalten als Basalte und dementsprechend mehr Wärme erzeugen sollten. Da es in der Erdkruste unter den Kontinenten eine Granitschicht gibt und unter den Ozeanen fehlt, könnte man annehmen, dass der Wärmefluss auf den Kontinenten größer sein müsste als auf dem Meeresboden. Tatsächlich ist dies nicht so, im Allgemeinen ist die Strömung überall gleich, aber es gibt Zonen mit einem ungewöhnlich hohen Wärmefluss am Grund der Ozeane. Im Folgenden werden wir versuchen, diese Anomalie zu erklären.

Die Form der Erde ist, wie Sie wissen, eine Kugel, die an den Polen leicht abgeflacht ist. Aufgrund der Abflachung ist der Radius vom Erdmittelpunkt zum Pol um 1/300 kleiner als der Radius, der vom Erdmittelpunkt zum Äquator gerichtet ist. Dieser Unterschied beträgt ca. 21 km. Auf einem Globus mit 1 m Durchmesser beträgt er etwas mehr als anderthalb Millimeter und ist fast unsichtbar. Es wurde berechnet, dass eine flüssige Kugel von der Größe der Erde, die sich mit derselben Geschwindigkeit dreht, eine solche Form annehmen müsste. Das bedeutet, dass aufgrund der Eigenschaft des Kriechens, wie wir oben diskutiert haben, das Material der Erde, das einer sehr langen Einwirkung der Zentrifugalkraft ausgesetzt war, verformt wurde und eine solche Gleichgewichtsform annahm, die (natürlich viel schneller) eine Flüssigkeit würde nehmen.

Interessant ist die Widersprüchlichkeit der Eigenschaften der Materie der Erde. Die durch Erdbeben verursachten elastischen Schwingungen breiten sich darin wie in einem sehr festen Körper aus, und gegenüber einer lang wirkenden Zentrifugalkraft verhält sich derselbe Stoff wie eine sehr bewegliche Flüssigkeit. Eine solche Inkonsistenz ist vielen Körpern gemeinsam: Sie werden fest, wenn eine kurzfristige Kraft auf sie einwirkt, ein Schock, der einem seismischen Schock ähnelt, und werden plastisch, wenn die Kraft langsam und allmählich auf sie einwirkt. Diese Eigenschaft wurde bereits bei der Beschreibung der Zerkleinerung von Hartgesteinsschichten zu Falten erwähnt. In letzter Zeit sind jedoch Daten aufgetaucht, die vermuten lassen, dass sich die Substanz der Erde mit einiger Verzögerung an die Wirkung der Zentrifugalkraft anpasst. Tatsache ist, dass die Erde ihre Rotation allmählich verlangsamt. Grund dafür sind die durch die Anziehungskraft des Mondes verursachten Gezeiten. Auf der Oberfläche der Ozeane gibt es immer zwei Ausbuchtungen, von denen eine dem Mond zugewandt ist und die andere in die entgegengesetzte Richtung. Diese Ausbuchtungen bewegen sich aufgrund der Rotation der Erde über die Oberfläche. Aber aufgrund der Trägheit und Zähigkeit des Wassers ist die dem Mond zugewandte Wölbung immer etwas später, immer leicht in Richtung der Erdrotation verschoben. Daher zieht der Mond eine Welle nicht entlang einer Senkrechten zur Erdoberfläche an, sondern entlang einer etwas geneigten Linie. Es ist diese Neigung, die dazu führt, dass die Anziehungskraft des Mondes die Rotation der Erde ständig verlangsamt. Bremsen ist sehr wenig. Dank ihm verlängert sich der Tag alle 100 Jahre um zwei Tausendstelsekunden. Wenn eine solche Verzögerungsrate während der Erdzeit unverändert blieb, dann war der Tag in der Jurazeit um eine Stunde kürzer, und vor zwei Milliarden Jahren – am Ende des Archaikums – drehte sich die Erde doppelt so schnell.

Zusammen mit der Verlangsamung der Rotation sollte auch die Zentrifugalkraft abnehmen; Folglich muss sich die Form der Erde ändern - ihre Abflachung nimmt allmählich ab. Berechnungen zeigen jedoch, dass die jetzt beobachtete Form der Erde nicht der aktuellen Rotationsgeschwindigkeit entspricht, sondern derjenigen von vor etwa 10 Millionen Jahren. Die Substanz der Erde, obwohl sie unter anhaltendem Druck flüssig ist, hat eine erhebliche Viskosität, eine hohe innere Reibung und wird daher mit einer merklichen Verzögerung neuen mechanischen Bedingungen ausgesetzt.

Abschließend weisen wir auf einige interessante Folgen von Erdbeben hin. Schwingungen, die durch gewöhnliche Erdbeben verursacht werden, haben unterschiedliche Perioden. Einige Erdbeben haben eine kurze Periode - etwa eine Sekunde. Die Registrierung solcher Schwingungen ist äußerst wichtig für die Untersuchung von Erdbeben, die in der Nähe der seismischen Station aufgetreten sind, d. h. lokale Erdbeben. Mit zunehmender Entfernung von der Quelle des Erdbebens klingen solche Schwingungen schnell ab. Im Gegensatz dazu breiten sich Schwingungen mit einer langen Periode (18-20 Sek.) weit aus; Bei einem Erdbeben großer Stärke können sie den Globus durchqueren oder an der Oberfläche umrunden. Solche Schwingungen werden an vielen seismischen Stationen aufgezeichnet und eignen sich zur Untersuchung entfernter Erdbeben. Mit Hilfe langperiodischer Schwingungen kann die seismische Station „Moskva“ Erdbeben in Südamerika oder auf den Philippinen registrieren.

In den letzten Jahren wurden durch Erdbeben verursachte Erschütterungen mit einer sehr langen Dauer von etwa einer Stunde festgestellt. Superlange seismische Wellen wurden zum Beispiel durch das stärkste Erdbeben in Chile im Jahr 1960 gebildet. Solche Wellen umrunden die Erde sieben- bis achtmal oder noch öfter, bevor sie absterben.

Berechnungen zeigen, dass ultralange Wellen durch Schwingungen des gesamten Globus verursacht werden. Die Energie einiger Erdbeben ist so groß, dass sie den gesamten Globus zu erschüttern scheinen und ihn als Ganzes zum Pulsieren bringen. Allerdings ist die Amplitude solcher Schwingungen unbedeutend: Fernab der Quelle des Erdbebens kann sie nur von empfindlichen Instrumenten wahrgenommen werden und klingt innerhalb weniger Tage vollständig ab. Das Phänomen des "Bebens" der gesamten Erde als Ganzes kann jedoch nur einen Eindruck hinterlassen. Die allgemeinen Schwankungen der gesamten Erde haben sich als nützlich erwiesen, um einige der physikalischen Eigenschaften des Globus zu bestimmen.

Unser Haus

Der Planet, auf dem wir leben, wird von uns in absolut allen Bereichen unseres Lebens genutzt: Wir bauen unsere Städte und Wohnungen darauf; wir essen die Früchte von Pflanzen, die darauf wachsen; die natürlichen Ressourcen, die aus seinen Eingeweiden gewonnen werden, für unsere eigenen Zwecke nutzen. Die Erde ist die Quelle aller uns zur Verfügung stehenden Segnungen, unser Zuhause. Aber nur wenige Menschen wissen, wie die Erde aufgebaut ist, welche Eigenschaften sie hat und warum sie interessant ist. Für Menschen, die sich speziell für dieses Thema interessieren, ist dieser Artikel geschrieben. Jemand, der es gelesen hat, wird sein Wissen auffrischen, das er bereits in seinem Gedächtnis hat. Und vielleicht findet jemand etwas heraus, von dem er keine Ahnung hatte. Aber bevor wir darüber sprechen, was die innere Struktur der Erde charakterisiert, lohnt es sich, ein wenig über den Planeten selbst zu sagen.

Kurz über den Planeten Erde

Die Erde ist der dritte Planet von der Sonne (Venus ist davor, Mars ist dahinter). Die Entfernung von der Sonne beträgt etwa 150 Millionen km. Er gehört zu einer Gruppe von Planeten, die als "Erdgruppe" bezeichnet wird (einschließlich Merkur, Venus und Mars). Seine Masse beträgt 5,98 * 10 27 und sein Volumen 1,083 * 10 27 cm³. Die Umlaufgeschwindigkeit beträgt 29,77 km/s. Die Erde macht in 365,26 Tagen eine vollständige Umdrehung um die Sonne und eine vollständige Umdrehung um ihre eigene Achse - in 23 Stunden 56 Minuten. Basierend auf wissenschaftlichen Daten sind Wissenschaftler zu dem Schluss gekommen, dass das Alter der Erde ungefähr 4,5 Milliarden Jahre beträgt. Der Planet hat die Form einer Kugel, aber seine Umrisse ändern sich manchmal aufgrund unvermeidlicher interner dynamischer Prozesse. Die chemische Zusammensetzung ähnelt der der übrigen terrestrischen Planeten – sie wird von Sauerstoff, Eisen, Silizium, Nickel und Magnesium dominiert.

Erdstruktur

Die Erde besteht aus mehreren Bestandteilen – das ist der Kern, der Mantel und die Erdkruste. Ein bisschen über alles.

Erdkruste

Dies ist die oberste Schicht der Erde. Er ist es, der von einer Person aktiv benutzt wird. Und diese Schicht ist die am besten untersuchte. Es enthält Ablagerungen von Gesteinen und Mineralien. Es besteht aus drei Schichten. Die erste ist sedimentär. Es wird durch weichere Gesteine ​​repräsentiert, die durch die Zerstörung fester Gesteine, Ablagerungen von Pflanzen- und Tierresten und Sedimentation verschiedener Substanzen auf dem Grund der Weltmeere entstanden sind. Die nächste Schicht ist Granit. Es entsteht aus erstarrtem Magma (geschmolzene Substanz aus den Tiefen der Erde, die Risse in der Kruste füllt) unter Druck und hohen Temperaturen. Außerdem enthält diese Schicht verschiedene Mineralien: Aluminium, Kalzium, Natrium, Kalium. Unter den Ozeanen fehlt diese Schicht in der Regel. Nach der Granitschicht kommt die Basaltschicht, die hauptsächlich aus Basalt (einem Gestein tiefen Ursprungs) besteht. Diese Schicht enthält mehr Kalzium, Magnesium und Eisen. Diese drei Schichten enthalten alle Mineralien, die ein Mensch verbraucht. Die Dicke der Erdkruste reicht von 5 km (unter den Ozeanen) bis 75 km (unter den Kontinenten). Die Erdkruste macht etwa 1 % ihres Gesamtvolumens aus.

Mantel

Es befindet sich unter der Rinde und umgibt den Kern. Es macht 83% des Gesamtvolumens des Planeten aus. Der Mantel ist in einen oberen (in einer Tiefe von 800-900 km) und einen unteren (in einer Tiefe von 2900 km) Teil unterteilt. Aus dem oberen Teil wird Magma gebildet, das wir oben erwähnt haben. Der Mantel besteht aus dichtem Silikatgestein, das Sauerstoff, Magnesium und Silizium enthält. Ebenfalls auf der Grundlage seismologischer Daten sind Wissenschaftler zu dem Schluss gekommen, dass sich an der Basis des Mantels eine abwechselnd unterbrochene Schicht aus riesigen Kontinenten befindet. Und sie wiederum könnten durch die Vermischung der Gesteine ​​des Mantels selbst mit der Substanz des Kerns entstanden sein. Aber eine andere Möglichkeit ist, dass diese Gebiete den Grund alter Ozeane darstellen könnten. Notizen sind Details. Darüber hinaus setzt sich die geologische Struktur der Erde mit dem Kern fort.

Kern

Die Bildung des Kerns erklärt sich dadurch, dass sich in der Frühgeschichte der Erde Substanzen mit der höchsten Dichte (Eisen und Nickel) im Zentrum ansiedelten und den Kern bildeten. Es ist der dichteste Teil, der die Struktur der Erde darstellt. Es ist in einen geschmolzenen äußeren Kern (ca. 2200 km dick) und einen festen inneren Kern (ca. 2500 km Durchmesser) unterteilt. Es macht 16 % des Gesamtvolumens der Erde und 32 % ihrer Gesamtmasse aus. Sein Radius beträgt 3500 km. Was im Inneren des Kerns passiert, ist kaum vorstellbar – hier herrscht eine Temperatur von über 3000 °C und ein kolossaler Druck.

Konvektion

Die Wärme, die sich während der Entstehung der Erde angesammelt hat, wird immer noch aus ihren Tiefen freigesetzt, wenn der Kern abkühlt und radioaktive Elemente zerfallen. Es kommt nicht nur deshalb an die Oberfläche, weil es einen Mantel gibt, dessen Gestein eine hervorragende Wärmedämmung aufweist. Aber diese Hitze setzt die eigentliche Substanz des Mantels in Bewegung - zuerst steigen heiße Felsen aus dem Kern auf und kehren dann, von ihm gekühlt, wieder zurück. Dieser Vorgang wird als Konvektion bezeichnet. Es kommt zu Vulkanausbrüchen und Erdbeben.

Ein Magnetfeld

Das geschmolzene Eisen im äußeren Kern hat eine Zirkulation, die elektrische Ströme erzeugt, die das Magnetfeld der Erde erzeugen. Es breitet sich im Weltraum aus und bildet eine magnetische Hülle um die Erde, die die Strömungen des Sonnenwinds (von der Sonne ausgestoßene geladene Teilchen) reflektiert und Lebewesen vor tödlicher Strahlung schützt.

Woher stammen die Daten

Alle Informationen werden mit verschiedenen geophysikalischen Methoden gewonnen. Auf der Erdoberfläche richten Seismologen (Wissenschaftler, die die Schwingungen der Erde untersuchen) seismologische Stationen ein, an denen alle Schwingungen der Erdkruste aufgezeichnet werden. Durch die Beobachtung der Aktivität seismischer Wellen in verschiedenen Teilen der Erde reproduzieren die leistungsstärksten Computer ein Bild von dem, was in den Tiefen des Planeten passiert, so wie Röntgenstrahlen den menschlichen Körper „durchleuchten“.

Abschließend

Wir haben nur ein wenig darüber gesprochen, was die Struktur der Erde ist. Tatsächlich kann dieses Problem sehr lange untersucht werden, weil. es ist voller Nuancen und Features. Zu diesem Zweck gibt es Seismologen. Der Rest reicht aus, um allgemeine Informationen über seine Struktur zu erhalten. Aber auf keinen Fall sollten wir vergessen, dass der Planet Erde unsere Heimat ist, ohne die wir nicht existieren würden. Und es sollte mit Liebe, Respekt und Sorgfalt behandelt werden.