Maa sfäärid. Maa väliskest

Maa evolutsioonilise arengu etapid

Maa tekkis valdavalt kõrge temperatuuriga fraktsiooni paksendamisel märkimisväärse koguse metallilise rauaga ning allesjäänud maalähedane materjal, milles raud oksüdeerus ja silikaatideks muudeti, läks arvatavasti Kuu ehitamiseks.

Maa arengu algfaasid ei ole fikseeritud kivigeoloogilises rekordis, mille kohaselt taastavad geoloogiateadused edukalt selle ajalugu. Isegi kõige iidsemad kivimid (nende vanust tähistab tohutu arv - 3,9 miljardit aastat) on palju hilisemate sündmuste tulemus, mis toimusid pärast planeedi enda teket.

Meie planeedi eksisteerimise varajased staadiumid olid tähistatud selle planeedi integreerumise (akumuleerumise) ja sellele järgnenud diferentseerumise protsessiga, mis viis keskse tuuma ja seda ümbritseva primaarse silikaatmantli moodustumiseni. Ookeani ja mandri tüüpi alumosilikaatkoore moodustumine viitab hilisematele sündmustele, mis on seotud füüsikalis-keemiliste protsessidega vahevöös endas.

Maa kui esmane planeet tekkis 5-4,6 miljardit aastat tagasi temperatuuril, mis oli madalam kui selle materjali sulamistemperatuur. Maa tekkis akumulatsiooni teel keemiliselt suhteliselt homogeense kerana. See oli suhteliselt homogeenne segu rauaosakestest, silikaatidest ja vähem sulfiididest, mis jaotus kogu mahus üsna ühtlaselt.

Suurem osa selle massist tekkis temperatuuril, mis on madalam kui kõrge temperatuuriga fraktsiooni (metall, silikaat) kondensatsioonitemperatuur, st alla 800 ° K. Üldiselt ei saanud Maa moodustumine lõppeda temperatuuril alla 320 ° K. , mille dikteeris kaugus Päikesest. Osakeste mõju akumuleerumisprotsessi ajal võib tõsta tärkava Maa temperatuuri, kuid selle protsessi energia kvantitatiivset hinnangut ei saa piisavalt usaldusväärselt hinnata.

Noore Maa tekke algusest peale täheldati selle radioaktiivset kuumenemist, mille põhjustas kiiresti väljasurevate radioaktiivsete tuumade lagunemine, sealhulgas teatud hulk transuraanseid, mis on säilinud tuumasünteesi ajastust, ja praegune lagunemine. konserveeritud radioisotoobid ja.

Kogu radiogeenses aatomienergias in varased ajastud Maa olemasolust piisas, et selle materjal hakkas kohati sulama, millele järgnes degaseerumine ja kergete komponentide tõus ülemisse horisonti.

Radioaktiivsete elementide suhteliselt homogeense jaotusega, millel oli radiogeense soojuse ühtlane jaotus kogu Maa ruumala ulatuses, toimus maksimaalne temperatuuri tõus selle keskel, millele järgnes võrdsustamine piki perifeeriat. Maa keskosas oli rõhk aga sulamiseks liiga kõrge. Radioaktiivse kuumenemise tagajärjel sulamine algas mõnel kriitilisel sügavusel, kus temperatuur ületas Maa esmase materjali mingi osa sulamistemperatuuri. Sel juhul hakkas raudmaterjal koos väävlilisandiga sulama kiiremini kui puhas raud või silikaat.

Kõik see juhtus geoloogiliselt üsna kiiresti, kuna tohutud sularaua massid ei saanud pikka aega püsida ebastabiilses olekus. ülemised osad Maa. Lõppude lõpuks on kogu vedel raud klaasi sees kesksed piirkonnad Maa, moodustades metallist südamiku. Sisemine osa see läks kõrge rõhu mõjul tahkesse tihedasse faasi, moodustades väikese tuuma, mis oli sügavamal kui 5000 km.

Planeedi materjali asümmeetriline diferentseerumisprotsess algas 4,5 miljardit aastat tagasi, mis tõi kaasa mandri- ja ookeanipoolkerade (segmentide) ilmumise. Võimalik, et tänapäevase Vaikse ookeani poolkera oli see segment, millesse raua massid vajusid tsentri poole ning vastaspoolkeral tõusid need silikaatmaterjali tõusuga ning sellele järgnenud kergemate alumosilikaatmasside ja lenduvate komponentide sulamisega. Vahevöö materjali sulavad fraktsioonid koondasid kõige tüüpilisemad litofiilsed elemendid, mis jõudsid koos gaaside ja veeauruga esmase Maa pinnale. Planeedide diferentseerumise lõpus moodustas enamik silikaate planeedi paksu vahevöö ja selle sulamisproduktide tulemusena tekkis alumosilikaatkoorik, esmane ookean ja CO 2 -ga küllastunud esmane atmosfäär.

A.P. Vinogradov (1971) usub meteoriidiaine metallfaaside analüüsi põhjal, et tahke raua-nikli sulam tekkis iseseisvalt ja otse protoplanetaarse pilve aurufaasist ning kondenseerus 1500 °C juures. meteoriitide niklisulam on teadlase sõnul esmase iseloomuga ja vastavalt sellele iseloomustab ka maapealsete planeetide metallist faasi. Üsna suure tihedusega raua-nikli sulamid, nagu Vinogradov usub, tekkisid protoplanetaarses pilves, mis paagutus kõrge soojusjuhtivuse tõttu eraldi tükkideks, mis langesid gaasi-tolmupilve keskmesse, jätkates pidevat kondensatsiooni kasvu. Ainult protoplanetaarsest pilvest sõltumatult kondenseerunud raua-nikli sulami mass võis moodustada maapealset tüüpi planeetide tuumad.

Primaarse Päikese kõrge aktiivsus tekitas ümbritsevas ruumis magnetvälja, mis aitas kaasa ferromagnetiliste ainete magnetiseerumisele. Nende hulka kuuluvad metalliline raud, koobalt, nikkel ja osaliselt raudsulfiid. Curie punkt – temperatuur, millest madalamal omandavad ained magnetilised omadused – raua puhul on 1043 °K, koobalti puhul 1393 °K, nikli puhul 630 °K ja raudsulfiidi puhul (pürrotiit, troiliidile lähedane) 598 °K. Kuna väikeste osakeste magnetjõud on mitu suurusjärku suuremad kui massist sõltuvad gravitatsioonilised tõmbejõud, võib rauaosakeste kogunemine jahtuvast päikeseudukogust alata temperatuuridel alla 1000 °K suurte kontsentratsioonidena. ja oli kordades tõhusam kui silikaadiosakeste kogunemine muudel võrdsetel tingimustel. Raudsulfiid, mille temperatuur on alla 580°K, võib koguneda ka magnetjõudude mõjul pärast rauda, ​​koobaltit ja niklit.

Meie planeedi tsoonistruktuuri põhimotiiv oli seotud erineva koostisega osakeste järjestikuse kuhjumise käiguga – esiteks tugevalt ferromagnetiliste, siis nõrgalt ferromagnetiliste ning lõpuks silikaat- ja muude osakeste kuhjumisega, mille kogunemine oli juba ette määratud. peamiselt kasvanud massiivsete metallimasside gravitatsioonijõudude mõjul.

Seega oli maakoore tsoonilise struktuuri ja koostise peamiseks põhjuseks kiire radiogeenne kuumenemine, mis määras selle temperatuuri tõusu ja aitas veelgi kaasa materjali lokaalsele sulamisele, keemilise diferentseerumise ja ferromagnetiliste omaduste kujunemisele maakoore mõjul. päikeseenergia.

Gaasi-tolmupilve staadium ja Maa teke kondensatsioonina selles pilves. Õhkkond sisaldas H ja Mitte, toimus nende gaaside hajumine.

Protoplaneedi järkjärgulise kuumutamise käigus redutseeriti raudoksiidid ja silikaadid ning protoplaneedi sisemised osad rikastati metallilise rauaga. Atmosfääri paiskus mitmesuguseid gaase. Gaaside moodustumine toimus radioaktiivsete, radiokeemiliste ja keemiliste protsesside tõttu. Algselt paisati atmosfääri peamiselt inertsed gaasid: Ne(neoon), Ns(nilsborium), CO 2(vingugaas), H 2(vesinik), Mitte(heelium), Ag(argoon), Kg(krüptoon), Heh(ksenoon). Õhkkonnas loodi taastav õhkkond. Võib-olla oli mingi haridus NH3(ammoniaak) sünteesi teel. Siis hakkas atmosfääri lisaks näidatule tungima hapukat suitsu - CO 2, H2S, HF, SO2. Toimus vesiniku ja heeliumi dissotsiatsioon. Veeauru eraldumine ja hüdrosfääri moodustumine põhjustas hästi lahustuvate ja reaktiivsete gaaside kontsentratsiooni vähenemise ( CO2, H2S, NH3). Atmosfääri koostis muutus vastavalt.

Vulkaanide kaudu ja muul viisil jätkus veeauru vabanemine magmast ja tardkivimitest, CO 2, NII, NH3, EI 2, SO2. Toimus ka valik H 2, Umbes 2, mitte, Ag, Ne, kr, Xe radiokeemiliste protsesside ja radioaktiivsete elementide muundumiste tõttu. kuhjuvad järk-järgult atmosfääri CO 2 ja N 2. Tekkis kerge keskendumine Umbes 2 atmosfääris, vaid olid ka selles kohal CH4, H2 ja NII(vulkaanidest). Hapnik oksüdeeris need gaasid. Maa jahtudes neeldusid atmosfäär vesinikku ja inertgaase, mis jäid gravitatsiooni ja geomagnetilise välja toimel, nagu ka teised primaarse atmosfääri gaasid. Sekundaarne atmosfäär sisaldas veidi jääkvesinikku, vett, ammoniaaki, vesiniksulfiidi ja oli järsult redutseeriva iseloomuga.

Proto-Maa tekkimise ajal oli kogu vesi protoplaneedi ainega seotud erinevates vormides. Kuna Maa tekkis külmast protoplaneedist ja selle temperatuur järk-järgult tõusis, kaasati silikaadi magmaatilise lahuse koostisesse üha enam vett. Osa sellest aurustus magmast atmosfääri ja seejärel hajus. Maa jahtudes veeauru hajumine nõrgenes ja siis praktiliselt peatus. Maa atmosfäär hakkas rikastuma veeauru sisaldusega. Atmosfäärisademed ja veekogude teke Maa pinnal sai võimalikuks aga alles palju hiljem, kui temperatuur Maa pinnal langes alla 100°C. Temperatuuri langus Maa pinnal alla 100°C oli kahtlemata hüpe Maa hüdrosfääri ajaloos. Kuni selle hetkeni oli vesi maakoores ainult keemiliselt ja füüsikaliselt seotud olekus, moodustades koos kivimitega ühtse jagamatu terviku. Vesi oli atmosfääris gaasi või kuuma auru kujul. Maapinna temperatuuri langedes alla 100°C hakkasid selle pinnale tugevate vihmasadude tagajärjel moodustuma üsna ulatuslikud madalad veehoidlad. Sellest ajast peale hakkasid pinnale moodustuma mered ja seejärel esmane ookean. Maa kivimitesse ilmub koos veega seotud tahkuva magma ja tärkavate tardkivimitega vaba tilk-vedel vesi.

Tekkimisele aitas kaasa Maa jahtumine põhjavesi, mis erinesid oluliselt keemilise koostise poolest omavahel ja pinnaveed esmased mered. Maa atmosfäär, mis tekkis lenduvatest materjalidest, aurudest ja gaasidest esialgse kuuma aine jahutamisel, sai aluseks atmosfääri ja vee tekkele ookeanides. Vee tekkimine maapinnale aitas kaasa õhumasside atmosfääriringlusele mere ja maa vahel. Päikeseenergia ebaühtlane jaotus maapinnal on põhjustanud atmosfääri tsirkulatsiooni pooluste ja ekvaatori vahel.

Kõik olemasolevad elemendid tekkisid maapõues. Neist kaheksa – hapnik, räni, alumiinium, raud, kaltsium, naatrium, kaalium ja magneesium – moodustasid üle 99% maakoore massist ja aatomite arvust, ülejäänud aga alla 1%. Põhiline elementide mass on maapõues hajutatud ja vaid väike osa neist moodustas kogunemisi maavaramaardlate kujul. Maardlates ei leidu elemente tavaliselt puhtal kujul. Need moodustavad looduslikke keemilisi ühendeid – mineraale. Vaid vähesed – väävel, kuld ja plaatina – võivad koguneda puhtal kujul.

Kivim on materjal, millest on ehitatud enam-vähem püsiva koostise ja struktuuriga maakoore lõigud, mis koosnevad mitme mineraali kuhjumisest. Peamine kivimite tekkeprotsess litosfääris on vulkanism (joonis 6.1.2). Suurel sügavusel on magma kõrge rõhu ja temperatuuri tingimustes. Magma (kreeka keeles "paks muda") koosneb mitmest keemilised elemendid või lihtsad ühendused.

Riis. 6.1.2. Purse

Rõhu ja temperatuuri langusega "järjestuvad" järk-järgult keemilised elemendid ja nende ühendid, moodustades tulevaste mineraalide prototüübid. Niipea, kui temperatuur langeb piisavalt, et alustada tahkumist, hakkavad magmast erituma mineraalid. Selle isoleerimisega kaasneb kristallisatsiooniprotsess. Kristalliseerumise näitena toome soolakristalli moodustumise NaCl(joonis 6.1.3).

Joon.6.1.3. Lauasoola (naatriumkloriidi) kristalli struktuur. (Väikesed pallid on naatriumi aatomid, suured pallid on kloori aatomid.)

Keemiline valem näitab, et aine koosneb samast arvust naatriumi- ja klooriaatomitest. Looduses pole naatriumkloriidi aatomeid. Aine naatriumkloriid on üles ehitatud naatriumkloriidi molekulidest. Kivisoola kristallid koosnevad naatriumi- ja klooriaatomitest, mis vahelduvad piki kuubi telge. Kristalliseerumise ajal kipub elektromagnetiliste jõudude mõjul kõik kristallistruktuuris olevad aatomid oma kohale asuma.

Magma kristalliseerumine toimus minevikus ja toimub praegu vulkaanipursete ajal erinevates riikides looduslikud tingimused. Kui magma sügavusel tahkub, on selle jahtumisprotsess aeglane, ilmuvad granuleeritud hästi kristalliseerunud kivimid, mida nimetatakse sügavateks. Nende hulka kuuluvad graniidid, diariidid, gabro, süaniidid ja peridotiidid. Sageli voolab magma Maa aktiivsete sisejõudude mõjul pinnale. Pinnal jahtub laava palju kiiremini kui sügavusel, mistõttu on kristallide tekkeks vähem soodsad tingimused. Kristallid on vähem vastupidavad ja muutuvad kiiresti moonde-, lahtisteks ja settekivimiteks.

Looduses pole mineraale ja kivimeid, mis eksisteeriksid igavesti. Iga kivi on kunagi tekkinud ja ühel päeval selle olemasolu lõpeb. See ei kao jäljetult, vaid muutub teiseks kiviks. Niisiis, kui graniit hävib, tekivad selle osakesed liiva- ja savikihid. Sukeldumisel võib liiv muutuda liivakiviks ja kvartsiidiks ning kõrgemal rõhul ja temperatuuril võib tekkida graniit.

Mineraalide ja kivimite maailmas on oma eriline "elu". Seal on kaksikmineraalid. Näiteks kui leitakse “plii läikega” mineraal, siis “tsinki segu” mineraal on alati selle kõrval. Samad kaksikud on kuld ja kvarts, kinaver ja antimoniit.

Seal on mineraalid "vaenlased" - kvarts ja nefeliin. Kvarts vastab koostiselt ränidioksiidile, nefeliin - naatriumalumosilikaadile. Ja kuigi kvarts on looduses väga levinud ja kuulub paljude kivimite hulka, ei "talu" ta nefeliini ega esine temaga kunagi ühes kohas. Antagonismi saladus on seotud sellega, et nefeliin on ränidioksiidiga alaküllastunud.

Mineraalide maailmas tuleb ette juhtumeid, kus keskkonnatingimuste muutumisel üks mineraal osutub agressiivseks ja areneb teise arvelt.

Mineraal, sattudes muudesse tingimustesse, osutub mõnikord ebastabiilseks ja asendatakse teise mineraaliga, säilitades samal ajal oma esialgse vormi. Sellised transformatsioonid toimuvad sageli püriidiga, mis on koostiselt sarnane rauddisulfiidiga. Tavaliselt moodustab see tugeva metallilise läikega kuldseid kuupkristalle. Atmosfäärihapniku mõjul laguneb püriit pruuniks rauamaagiks. Pruun rauamaak ei moodusta kristalle, kuid püriidi asemele tekkides säilitab see oma kristalli kuju.

Selliseid mineraale nimetatakse naljaga pooleks "petturiteks". Nende teaduslik nimi on pseudomorfoosid ehk valekristallid; nende kuju ei ole koostisainele iseloomulik.

Pseudomorfoosid annavad tunnistust keerulistest suhetest erinevate mineraalide vahel. Ka seosed ühe mineraali kristallide vahel pole alati lihtsad. Geoloogiamuuseumides olete ilmselt rohkem kui korra imetlenud kauneid kristallide kokkukasvamisi. Selliseid kasvukohti nimetatakse druuzideks ehk mägiharjadeks. Maavaramaardlates on nad kivisõprade – nii algajate kui ka kogenud mineraloogide – hoolimatu "jahi" objektiks (joon. 6.1.4).

Druusid on väga ilusad, nii et selline huvi nende vastu on täiesti mõistetav. Kuid see ei puuduta ainult välimust. Vaatame, kuidas need kristallide pintslid tekivad, uurime, miks on kristallid oma pikenemisega alati kasvupinnaga enam-vähem risti, miks ei ole või peaaegu pole druusis kristalle, mis lamaksid või kasvaksid viltu. Näib, et kristalli "tuuma" moodustumisel peaks see asuma kasvupinnal, mitte seisma sellel vertikaalselt.

Riis. 6.1.4. Kasvavate kristallide geomeetrilise valiku skeem druuse moodustumisel (D. P. Grigorjevi järgi).

Kõiki neid küsimusi selgitab hästi kuulsa mineraloogi - Leningradi kaevandusinstituudi professori D. P. Grigorjevi kristallide geomeetrilise valiku teooria. Ta tõestas, et kristalldruuside teket mõjutavad mitmed põhjused, kuid igal juhul suhtlevad kasvavad kristallid üksteisega. Mõned neist osutuvad "nõrgemaks", nii et nende kasv peatub peagi. "Tugevamad" kasvavad edasi ja selleks, et naabrid neid mitte "piiraksid", sirutuvad nad ülespoole.

Mis on mägiharjade moodustumise mehhanism? Kuidas muutuvad arvukad erinevalt orienteeritud "embrüod" väikeseks arvuks suured kristallid asub kasvupinnaga enam-vähem risti? Sellele küsimusele saab vastuse, kui kaalume hoolikalt tsoonivärvi kristallidest koosneva druuse struktuuri, st neid, milles värvimuutused annavad kasvujälgi.

Vaatame lähemalt Druuse pikilõike. Ebatasasel kasvupinnal on näha mitmeid kristallide tuumasid. Loomulikult vastavad nende pikenemised suurima kasvu suunale. Algselt kasvasid kõik tuumad, olenemata orientatsioonist, kristallide pikenemise suunas ühesuguse kiirusega. Kuid siis hakkasid kristallid puudutama. Kaldujad leidsid end kiiresti vertikaalselt kasvavate naabrite käest pigistatuna, jätmata neile vaba ruumi. Seetõttu jäid erinevalt orienteeritud väikeste kristallide massist "ellu" ainult need, mis paiknesid kasvupinnaga risti või peaaegu risti. Muuseumide vitriinides talletatud kristalldruusi sädeleva külma sära taga peitub pikk elu, mis on täis kokkupõrkeid...

Veel üks tähelepanuväärne mineraloogiline nähtus on mäekristall koos rutiilsete mineraalide inklusioonide kimpudega. Suur kivitundja A. A. Malakhov ütles, et "kui seda kivi oma käes keerate, tundub, et vaatate merepõhja läbi päikesekiududest läbistatud sügavuste." Uuralites nimetatakse sellist kivi "karvaseks" ja mineraloogilises kirjanduses on see tuntud suurepärase nime "Veenuse juuksed" all.

Kristallide moodustumise protsess algab tulise magma allikast teatud kaugusel, kui see on kuum vesilahused räni ja titaaniga. Temperatuuri languse korral osutub lahus üleküllastutuks, sellest sadestuvad samaaegselt ränidioksiidi kristallid (mäekristall) ja titaanoksiid (rutiil). See seletab mäekristalli läbitungimist rutiilnõeltega. Mineraalid kristalliseeruvad kindlas järjestuses. Mõnikord paistavad nad silma üheaegselt, nagu "Veenuse juuste" moodustamisel.

Maa sisikonnas ja praegu aeg jookseb kolossaalne hävitav ja loov töö. Lõputute reaktsioonide ahelates sünnivad uued ained – elemendid, mineraalid, kivimid. Mantli magma sööstab tundmatust sügavusest maakoore õhukesesse kesta, murrab sellest läbi, püüdes leida väljapääsu planeedi pinnale. Elektromagnetiliste võnkumiste lained, neuronite vood, radioaktiivse kiirguse voog maa sisikonnast. Just neist sai üks peamisi elu tekke ja arengu Maal.

Seda nimetatakse maakooreks ja see siseneb litosfääri, mis kreeka keeles tähendab sõna-sõnalt "kivine" või "kõva pall". See hõlmab ka osa ülemisest vahevööst. Kõik see asub otse astenosfääri kohal ("jõutu pall") – viskoossema või plastilisema kihi kohal, justkui litosfääri all.

Maa sisemine struktuur

Meie planeedil on ellipsoidi või täpsemalt geoidi kuju, mis on suletud kujuga kolmemõõtmeline geomeetriline keha. See kõige olulisem geodeetiline kontseptsioon on sõna-sõnalt tõlgitud kui "Maale sarnane". Selline näeb meie planeet väljastpoolt välja. See on sisemiselt korraldatud järgmisel viisil- Maa koosneb piiridega eraldatud kihtidest, millel on oma kindlad nimed (selgeim neist on Mohorovichi piir ehk Moho, mis eraldab maakoore ja vahevöö). Tuum, mis on meie planeedi keskpunkt, kest (või vahevöö) ja maakoor - Maa ülemine tahke kest - need on peamised kihid, millest kaks - tuum ja vahevöö on omakorda jagatud 2 alamkihiks - sisemine ja välimine või alumine ja ülemine. Seega koosneb tuum, mille sfääri raadius on 3,5 tuhat kilomeetrit, tahkest sisesüdamikust (raadius 1,3) ja vedelast välissüdamikust. Ja vahevöö ehk silikaatkest jaguneb alumiseks ja ülemiseks osaks, mis kokku moodustavad 67% meie planeedi kogumassist.

Planeedi kõige õhem kiht

Mullad ise tekkisid samaaegselt eluga Maal ja on kokkupõrke tulemus keskkond- vesi, õhk, elusorganismid ja taimed. Olenevalt erinevatest tingimustest (geoloogilised, geograafilised ja klimaatilised) on see kõige olulisem loodusvara on paksusega 15 cm kuni 3 m. Teatud tüüpi pinnase väärtus on väga kõrge. Näiteks eksportisid sakslased okupatsiooni ajal Ukraina mustmulda rullides Saksamaale. Maapõuest rääkides ei saa jätta mainimata suuri tahkeid alasid, mis libisevad mööda vahevöö vedelamaid kihte ja liiguvad üksteise suhtes. Nende lähenemine ja "saabumised" ähvardavad tektooniliste nihketega, mis võivad olla katastroofide põhjuseks Maal.

Planeedi keskosa, nagu õuna südamik, on hõivatud raskega tuum, mis koosneb peamiselt raud ja muud metallid tahkes olekus. Pinnapealsete kihtide raskusest tekkiva mõeldamatult kõrge rõhu tõttu pigistatakse see igalt poolt nii palju, et vaatamata sügavuses valitsevale väga kõrgele temperatuurile ei saa see sulada. Seetõttu on ainult tuuma välimine osa vedel. Just tuuma vedelate ja tahkete osade liikumine üksteise suhtes tekitab Maa magnetvälja – just selle, millele kompassinõel reageerib.

Tuum on jagatud kaheks osaks: välimine ja sisemine. Arvatakse, et Maa tuum koosneb sula rauast, mille sees on tahke sisemine tuum.

Mantel

Mantel(kreeka keeles - "loor") katab tuuma. Mantel moodustab suurema osa meie planeedist, nagu õuna viljaliha. See ulatub maapõuest maa tuumani peaaegu 3000 km ulatuses. Teadlased viitavad sellele, et vahevöö on tahke ja samal ajal plastiline, tulikuum. Ülemist mantlit nimetatakse astenosfääriks ja alumist vahevöö mesosfääriks.

Mantli aine erineb südamikust koostiselt: kui südamikku pidada metalliliseks, siis vahevöö võib nimetada kiviks. See koosneb rasketest kivimitest, nagu basalt ja erinevate metallide maagid. Kuigi need on rasked, on need kergemad kui metallid ise ja seetõttu ei "uppunud" nad sügavamale. Temperatuur ja rõhk on siin peaaegu sama suured kui südamikus ja see toob kaasa sama tulemuse: suurem osa vahevöö ainest hoitakse tahkes olekus, täpsemalt, meenutades paksu liimi. Alles maapinnale lähemal, kus rõhk veidi “vabaneb”, muutub vahevöö aine vedelaks ja võib isegi vulkaanide kraatrite kaudu laava kujul välja valguda. Vahevöö mateeria sügavustes toimub pidevalt üliaeglane protsess. termiline segamine, sarnaselt sellele, mida võib täheldada kastrulis keeva paksu tarretisega. Sellise segunemise vastukaja tunneme maavärinate kujul: maavärinate keskpunktid on lihtsalt mantli ülemistes kihtides.

Läbi "tuld hingavate mägede" - vulkaanid- vahevöö aine tuleb Maa pinnale. Vulkaanipursked valmistavad inimestele palju probleeme, kuid meie planeet võlgneb oma vee- ja õhukestad vulkaanidele.

Litosfäär

Litosfäär(kivikest) on Maa kõige ülemine kest. See katab väljaspool maakera. Litosfääri ülemist kihti nimetatakse maakooreks (joon. 42). Kõnnime mööda seda maakoort, sellele on ehitatud linnad ja alevid, mööda seda voolavad jõed, selle lohkudes loksuvad merede ja ookeanide veed.

Maakera pind on vaheldusrikas. Kohati ulatuvad tasased avarused mitmekümne kilomeetri pikkuseks, teisal kõrguvad mäed, mille tipud on kaetud lume ja jääga.

Litosfääri paksus pole igal pool ühesugune. Ookeanide all ulatub selle alumine piir 5-10 km sügavusele, tasandike alla - 30-40 km ja mäeahelike alla - 50-70 km sügavusele.

Litosfääri koostisesse kuuluvad geoloogid kõik maakoor ja vahevöö ülemised osad, mis on koore all külmunud.

Maakoor

Planeedi õhuke välimine "koor" (selle keskmine paksus on vaid 33 km) nimetatakse maakoor. Kui võrrelda Maad õunaga, siis on koor isegi õhem kui õunakoor. Seda saab võrrelda ka tarretisega külmutatud vahuga: see on sama õhuke ja heterogeenne. Maakoore kivimid on tahkes, külmunud olekus. Alumine, sügav kiht koosneb peamiselt raskematest basalt. Ülevalt on see kaetud kihiga, mis koosneb peamiselt tulemasinast graniit. Mõlemad kivid on igale inimesele hästi teada: looduses ja linnatänavatel on neid pidevalt näha. Looduses ei satu nad sageli Maa pinnale, sest tavaliselt varjab neid kolmas kiht – kiht settekivimid, mis tekkis graniidikihi hävimisproduktidest läbi Maa ajaloo. Graniidikiht on ainult mandritel. Tänu sellele on siinne maakoor paksem, kuid habras. Ookeanide põhjas pole graniidikihti – ainult basalt. Nii et ookeanide all on maakoor õhem ja plastilisem.

• Pinnas. Muld on maakoore välimine kiht.
• Kivid. Maakoore moodustavad kivimid vastavalt nende tekkemeetodile on tardne, setteline ja metamorfsed. Maakoore alumine kiht koosneb basaltidest, sellel toetub graniidikiht, kuid ainult mandrite all. Ookeanide all pole graniidikihti. Paljudes kohtades maakeral kerkivad graniidid pinnale.

Kaevude puurimine

Inimesed kaevavad kaevandusi kivisöe ja maagi kaevandamiseks. Mõne kaevanduse sügavus ulatub 3 kilomeetrini. Muidugi pole see väärtus iseenesest nii suur - võrreldes 6,5 tuhande kilomeetriga, mis eraldab planeedi pinda selle keskpunktist - ja sellest hoolimata on teada, et kaevandusse laskudes tõuseb temperatuur umbes 3° võrra. iga 100 m sügavuse kohta. Mida sügavam, seda kiirem on temperatuuri tõus. Pole raske välja arvutada, et juba 40 km sügavusel ületab temperatuur tuhande kraadi piiri. Ja sellel temperatuuril sulavad paljud kivid vedelikuks.

seismiline meetod

Maapinnale löödud heli levib teisiti kui õhus – kiiremini ja kaugemale. Samamoodi on erinevusi heli läbimises läbi tahkete ja sulanud kivimite vedelas olekus. Uurides pärast erilööke (väikesi suunatud plahvatusi) planeedi sügavustes levivat «kaja», on teadlased leidnud, et 60–250 kilomeetri sügavusel kivimid tõepoolest osaliselt sulavad.

Ideed Maa struktuuri sisemisest heterogeensusest ja selle kontsentrilis-tsoonilisest struktuurist põhinevad keerukate geofüüsikaliste uuringute tulemustel. Otsesed tõendid maa sisemuse süvastruktuuri kohta viitavad madalale sügavusele. Need saadi looduslike lõikude uurimise käigus ( paljandid) kivid, karjääride, kaevanduste ja puuraukude raie. Maailma sügavaim kaev Koola poolsaarel läks 12 kilomeetri sügavusse sisikonda. See on vaid 0,2% Maa raadiusest (Maa raadius on umbes 6 tuhat km.) (joon. 3.5.). Vulkaanipursete saadused võimaldavad hinnata aine temperatuure ja koostist 50-100 km sügavusel.

Riis. 3.5. Maa sisemised kestad

seismilised lained. Peamine maa-aluse uurimise meetod on seismiline meetod. See põhineb erinevat tüüpi mehaaniliste vibratsioonide läbimise kiiruse mõõtmisel läbi Maa aine. Selle protsessiga kaasneb suure hulga energia vabanemine ja mehaaniliste vibratsioonide tekkimine, mis levivad seismiliste lainetena tekkekohast igas suunas. Seismiliste lainete levimiskiirus on väga suur ja tihedates kehades, näiteks kivis (kivimites), ulatub see mitme kilomeetrini sekundis. On kaks seismiliste lainete rühma - mahukas ja pinnapealne(Joon. 3.6. ja 3.7.). Maa moodustavad kivimid on elastsed ja võivad seetõttu deformeeruda ja võnkuda, kui survet (koormusi) järsult rakendatakse. Kehalained levivad kivimite mahu sees. Need on jagatud kahte tüüpi: pikisuunaline (P) ja põiki (S) . Pikilained Maa kehas (nagu kõigis teistes füüsilistes kehades) tekivad reaktsioonina ruumala muutusele. Nagu helilained õhus, suruvad nad vaheldumisi kokku ja venitavad kivimite materjali nende liikumise suunas. Teist tüüpi lained - põikisuunalised tekivad reaktsioonina keha kuju muutumisele. Nad vibreerivad keskkonda, mida nad läbivad, üle oma tee.

Kahe erinevate füüsikaliste omadustega keskkonna piiril kogevad seismilised lained murdumist või peegeldumist (P, S, PcP, PkP jne). Geofüüsikalistele uuringutele lisandusid termodünaamilised arvutused ja füüsikalise modelleerimise tulemused ning meteoriitide uurimise andmed.

Saadud andmed näitavad arvukate subhorisontaalsete liideste olemasolu Maa sisemuses. Nendel piiridel toimub füüsikaliste lainete (seismiliste, elektromagnetiliste jne) levimiskiiruste ja -suundade muutumine, kui need levivad sügavale planeedile.

Riis. 3.6. Seismiliste lainete levik (O - maavärina allikas).

Need piirid eraldavad üksteisest eraldi kestad - "geosfäärid", mis erinevad üksteisest keemilise koostise ja aine agregatsiooni oleku poolest. Need piirid ei kujuta mingil juhul tavalisi geomeetriliselt korrapäraseid lõpmata õhukesi tasapindu. Ükskõik milline neist piiridest on teatud ruumala aluspinnast, mis on suhteliselt väike võrreldes eraldatavate geosfääride mahuga. Iga sellise mahu piires toimub aine keemilise koostise ja agregatsiooniseisundi kiire, kuid järkjärguline muutus.

Maa sisikond. Olemasolevate ideede kohaselt on maakera jagatud mitmeks kontsentriliseks kestaks (geosfäärideks), mis on justkui üksteise sisse pesastunud (joonis 3.7., tabel 3.5.). "Välised" kestad ja "sisemised" kestad (mõnikord nimetatakse viimaseid lihtsalt "aluspinnaseks") on üksteisest eraldatud maapinnaga. Sisekesta esindavad vastavalt südamik, vahevöö ja maakoor. Igal neist geosfääridest on omakorda keeruline struktuur. Gutenberg-Bulleni mudel kasutab geosfääride indekseerimist, mis on tänapäevalgi populaarne. Autorid tõstavad esile: maapõue(kiht A) - graniidid, moondekivimid, gabro; ülemine vahevöö(kiht B); üleminekutsoon(kiht C); alumine mantel(kiht D), mis koosneb hapnikust, ränidioksiidist, magneesiumist ja rauast. 2900 km sügavusel tõmmatakse vahevöö ja südamiku vahele piir. Allpool on välimine tuum(kiht E) ja 5120 m sügavuselt - sisemine tuum(kiht G) rauaga volditud:

- Maakoor - Maa õhuke kivikest. See ulatub Maa pinnast 35-75 km kaugusele, kiht A: Vt. paksus 6-7 km - ookeanide all; 35-49 km - mandrite tasaste platvormide territooriumide all; 50-75 km - noorte mäekonstruktsioonide all. See on Maa sisemistest kestadest äärepoolseim.

mantel - vahekest (35-75 km. kuni 2900 km) (kihid B, C, D) (kreeka "mantion" - kate): kihid B (75-400 km) ja C (400-1000 km) vastavad ülemine vahevöö ; üleminekukiht D (1000-2900 km) - alumine vahevöö.

-tuum - (2900 km. - 6371 km.) kihid E, F, G kus: E (2900-4980 km) - välistuum; F (4980-5120 km) - ülemineku kest; G (5120-6371 km) on sisemine tuum.

Maa tuum . Südamik moodustab 16,2% selle mahust ja 1/3 selle massist. Ilmselt on see pooluste juures 10 km kokku surutud. Vahevöö ja südamiku piiril (2900 km) toimub pikilainete kiiruse järsk langus 13,6-lt 8,1 km/s-le. Selle liidese all olevad nihkelained ei tungi läbi. Tuum ei lase neid ise läbi. See andis põhjust järeldada, et tuuma välisosas on aine vedelas (sulas) olekus. Allpool vahevöö ja südamiku vahelise piiri pikisuunaliste lainete kiirus suureneb taas - kuni 10,4 km/s. Välis- ja sisesüdamiku piiril (5120 km) ulatub pikilainete kiirus 11,1 km/s. Ja siis Maa keskpunkti peaaegu ei muutu. Selle põhjal eeldatakse, et alates 5080 km sügavusest omandab tuuma aine taas väga tiheda keha omadused ja tahke sisemine " nucleolus"raadiusega 1290 km. Mõnede teadlaste arvates koosneb maakera tuum nikli rauast. Teised väidavad, et raud sisaldab lisaks niklile ka kergete elementide - räni, hapniku, võib-olla väävli jne - segu. Igal juhul , raud kui hea elektrijuht võib olla dünamoefekti ja Maa magnetvälja tekke allikaks.

Tõepoolest, füüsika seisukohalt on Maa mõnes lähenduses magnetdipool, s.o. omamoodi kahe poolusega magnet: lõuna- ja põhjapoolus.

Jaapani teadlased tõestavad, et Maa tuum suureneb järk-järgult tänu vahevöö aine diferentseerumisele 12 . moodustab 82,3% Maa mahust. Selle struktuuri ja materjali koostise kohta saab teha ainult hüpoteetilisi oletusi. Need põhinevad seismoloogilistel andmetel ja aluspinnas toimuvate füüsikaliste ja keemiliste protsesside eksperimentaalse modelleerimise materjalidel. kõrged rõhud ja temperatuurid. Pikisuunaliste seismiliste lainete kiirus vahevöös suureneb kuni 13,6 km/s, põiki - kuni 7,2-7,3 km/s.

Maa mantel (ülemine ja madalam). Maakoore ja Maa tuuma vahelise Mohorovichici osa all on mantel(umbes 2900 km sügavusele). See on Maa kestadest kõige massiivsem – see moodustab 83% Maa mahust ja umbes 67% selle massist. Maa vahevöös eristatakse struktuuri, koostise ja omaduste järgi kolme kihti: Gutenbergi kiht - B 200–400 km sügavusele, Galitsiini kiht - C kuni 700-900 km ja kiht D kuni 2900 km. Esimese ligikaudsusena ühendatakse kihid B ja C tavaliselt ülemiseks mantliks ja kihiks D peetakse alumiseks vahevööks. Üldiselt suureneb vahevöö sees aine tihedus ja seismiliste lainete kiirus kiiresti.

Ülemine mantel. Arvatakse, et ülemine vahevöö koosneb tardkivimitest, mis on ränidioksiidis tugevalt vaesestatud, kuid on rikastatud raua ja magneesiumiga (nn ultramafilised kivimid), peamiselt peridotiidist. Peridotiit koosneb 80% mineraalsest oliviinist (Mg, Fe) 2 ja 20% pürokseenist (Mg, Fe) 2 .

Maakoor erineb aluskestest oma struktuuri ja keemilise koostise poolest. Maakoore tald on piiritletud seismilise Mohorovichi piiriga, millel seismiliste lainete levimiskiirused suurenevad järsult ja ulatuvad 8-ni. - 8,2 km/s.

Tabel 3.5. Kivimite levimus maakoores

(A. B. Ronovi, A. A. Jaroševski järgi, 1976. ja V. V. Dobrovolski järgi, 2001)

Maa pind ja umbes 25 km maapõuest moodustuvad järgmiste tegurite mõjul:

1)endogeensed protsessid(tektoonilised ehk mehaanilised ja magmaatilised protsessid), mille tõttu tekib maapinna reljeef ning tekivad tard- ja moondekivimite kihid;

2) eksogeensed protsessid, põhjustades reljeefi denudeerumist (hävitamist) ja tasandamist, murenemist ja kivimitükkide ülekandumist ning nende ümberladestumist reljeefi alumistes osades. Väga mitmekesiste eksogeensete protsesside voolu tulemusena tekivad settekivimid, mis moodustavad maakoore ülemise kihi.

Maakoort on kahte peamist tüüpi: kontinentaalne(graniit-gneiss) ja ookean(basalt), millel on katkendlik settekiht. Üleminek mandri-tüüpi maakoorelt ookeanilisele maakoorele on näidatud joonisel fig. 3.8.

Mandrilises maakoores on kolm kihti: ülemine- setteline ja kaks madalam koosneb kristallilistest kivimitest. Ülemise settekihi paksus varieerub laias vahemikus: peaaegu täielikust puudumisest iidsetel kilpidel kuni 10–15 km-ni mandrite passiivsete servade riiulitel ja platvormide äärealadel. Keskmine võimsus sademete hulk stabiilsetel platvormidel on umbes 3 km.

Settekihi all paiknevad kihid, kus domineerivad suhteliselt ränirikkad graniidiseeria tard- ja moondekivimid. Piirkondades, kus asuvad muistsed kilbid, tulevad need maapinnale (Kanada, Balti, Aldani, Brasiilia, Aafrika jne). "Graniidi" kihi kivimid muunduvad tavaliselt piirkondliku metamorfismi protsesside käigus ja on väga vanad (80% mandri maakoorest on vanem kui 2,5 miljardit aastat).

P "Graniidi" kihi all on "basaldi" kiht. Selle materjali koostist pole uuritud, kuid geofüüsikaliste uuringute andmete põhjal oletatakse, et see asub ookeanilise maakoore kivimite lähedal.

Nii mandrilise kui ka ookeanilise maakoore all on ülemise vahevöö kivimid, millest neid eraldab Mohorovichi piir (Moho piir).

Üldiselt koosneb maakoor peamiselt silikaatidest ja aluminosilikaatidest. Selles domineerivad hapnik (43,13%), räni (26%) ja alumiinium (7,45%), peamiselt oksiidide, silikaatide ja alumosilikaatide kujul. Maakoore keskmine keemiline koostis on toodud tabelis. 3.6.

Kontinentaalset tüüpi maakoores on suhteliselt palju pikaealisi radioaktiivseid uraani 238 U, tooriumi 232 Th ja kaaliumi 40 K isotoope. Nende kõrgeim kontsentratsioon on iseloomulik "graniidi" kihile.

Kõige ülemist - settekihti - esindavad madalal sügavusel ladestunud liivased-argillased ja karbonaatsed setted. peal suured sügavused ladestuvad ränisoojad ja süvaveepunased savid.

Ookeaniliste sademete keskmine paksus ei ületa 500 m ja ainult mandri nõlvade jalamil, eriti suurte jõedeltade aladel, kasvab see 12–15 km-ni. Seda põhjustab omamoodi kiire vooluga "laviini" settimine, kui peaaegu kogu jõgede kaudu mandrilt kantud terrigeenne materjal ladestub ookeanide rannikualadele, mandri nõlvale ja selle jalamil.

Ülemises osas paikneva ookeanilise maakoore teine ​​kiht koosneb basaltidest koosnevatest padjalaavadest. Allpool on sama koostisega doleriiditammid. Teise ookeanilise maakoore kihi kogupaksus on 1,5 km ja ulatub harva 2 km-ni. Vallide kompleksi all on gabro ja serpenteniidid, mis esindavad kolmanda kihi ülemist osa. Gabri-serpentiniidi kihi paksus ulatub 5 km-ni. Seega on ilma settekatteta ookeanilise maakoore kogupaksus 6,5 - 7 km. Ookeani keskaheliku aksiaalse osa all väheneb ookeanilise maakoore paksus 3-4, mõnikord isegi 2-2,5 km-ni.

Ookeani keskharjade all katab ookeaniline maakoor astenosfäärist vabanenud basaldisulamite koldeid. Ookeanilise maakoore keskmine tihedus ilma settekihita on 2,9 g/cm3. Selle põhjal kogukaal Ookeaniline maakoor on 6,4 10 24 g.Ookeaniline maakoor moodustub ookeani keskaheliku lõhealadel Maa astenosfäärikihist basaltsete sulandite sissevoolu ja toleiiitsete basaltide väljavalamise tõttu ookeanipõhja.

Litosfäär. Astenosfääri (sealhulgas maakoore) kohal paiknevat kõva tihedat kesta nimetatakse litosfääriks (kreeka "lithos" - kivi). Litosfääri iseloomulik tunnus on selle jäikus ja haprus. See on rabedus, mis seletab litosfääri vaadeldud plokkide struktuuri. Selle purustavad suured praod - sügavad rikked suurteks plokkideks - litosfääri plaadid.

Globaalse mehaaniliste pingete süsteemi tõttu, mille tekkimist seostatakse Maa pöörlemisega, jaguneb litosfäär osadeks - plokkideks submeridiaalse, alamlaiuse ja diagonaalse suuna rikete tõttu. Need vead tagavad litosfääri plokkide liikumise suhtelise sõltumatuse üksteise suhtes, mis seletab üksikute litosfääriplokkide ja nende ühenduste struktuuri ja geoloogilise ajaloo erinevust. Plokke eraldavad vead on nõrgestatud tsoonid, mida mööda tõusevad magmaatilised sulad ning aurude ja gaaside vood.

Erinevalt litosfäärist ei ole astenosfääri ainel tõmbetugevust ja see võib isegi väga väikeste koormuste mõjul deformeeruda (voolata).

Maakoore keemiline koostis . Maakoore elementide rohkust iseloomustab suur kontrast, ulatudes 10 10-ni. Kõige levinumad keemilised elemendid (joon. 3.10) kogu Maa peal on:

hapnikku(O 2) - moodustab 47 massi% maakoorest. See on osa umbes 2 tuhandest mineraalist;

räni(Si) - moodustab 29,5% ja sisaldub enam kui tuhandes mineraalis;

alumiiniumist(AI) - 8,05%;

raud(Fe) kaltsium(Sa) kaalium(TO), naatrium(Na) titaan(Ti), magneesium (Mg) - moodustavad esimese% maakoore massist;

Ülejäänud elemendid moodustavad umbes 1%.

A.E. Fersman soovitas väljendada clarke'i numbreid mitte kaalus, vaid aatomprotsentides, mis peegeldab paremini aatomite arvu, mitte nende massi suhet, ning sõnastas kolm peamist mustrit:

1. Maakoore elementide rohkust iseloomustab suur kontrast, ulatudes 10 10-ni.

2. Ainult üheksa elementi O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H on litosfääri peamised ehitajad, moodustades 99,18% selle massist. Neist kolm esimest moodustavad 84,55%. Ülejäänud 83 moodustavad alla 1% (joonis 3.9.).

3. Juhtelement on hapnik. Selle clarke mass on hinnanguliselt vahemikus 44,6–49%, aatommass - 53,3 (A.E. Fersmani järgi) ja mahuline (V.M. Goldschmidti järgi) - 92%.

Seega koosneb maakoor nii mahult kui massilt peamiselt hapnikust.

Kui maakoore keskmist elementide sisaldust esimeses lähenduses võib pidada muutumatuks kogu selle ajaloo jooksul, siis selle üksikutes lõikudes toimuvad perioodilised muutused. Kuigi maapõu ei ole suletud süsteem, selle ainemasside vahetust kosmose ja planeedi sügavamate tsoonidega ei saa veel kvantitatiivselt arvesse võtta, see ületab meie mõõtmiste täpsust ega mõjuta selgelt clarke'i numbreid.

To lõoke . 1889. aastal määras Ameerika geokeemik Frank Clark esmakordselt keemiliste elementide keskmise sisalduse maakoores. Tema auks tegi vene akadeemik A.E. Fersman ettepaneku nimetada " klaarid"- keskmine keemiliste elementide sisaldus mis tahes looduslikus süsteemis - maapõues, kivimis, mineraalis 13. Mida kõrgem on keemilise elemendi looduslik klaar, seda rohkem on seda elementi sisaldavaid mineraale. Seega leitakse hapnikku Peaaegu pooltes kõigist teadaolevatest mineraalidest.Iga ala, mis sisaldab rohkem kui klarki antud ainet, on potentsiaalselt huvitav, kuna seal võib olla selle aine tööstuslikke varusid.Selliseid alasid uurivad geoloogid, et tuvastada maavarade maardlaid.

Mõned keemilised elemendid (näiteks radioaktiivsed elemendid) muutuvad aja jooksul. Niisiis muutuvad uraan ja toorium lagunedes stabiilseteks elementideks - pliiks ja heeliumiks. See annab alust oletada, et varasematel geoloogilistel epohhidel olid uraani ja tooriumi klaarid ilmselgelt palju kõrgemad ning plii klaarid madalamad kui praegu. Ilmselt kehtib see ka kõigi teiste radioaktiivsete muundumiste all olevate elementide kohta. Mõne keemilise elemendi isotoopkoostis muutub ajas (näiteks uraani isotoop 238 U). Arvatakse, et kaks miljardit aastat tagasi oli Maal peaaegu kuus korda rohkem isotoobi 235 U aatomeid kui praegu.

Sissejuhatus

1. Maa põhilised kestad

3. Maa geotermiline režiim

Järeldus

Kasutatud allikate loetelu

Sissejuhatus

Geoloogia on teadus Maa ehituse ja arenguloo kohta. Peamisteks uurimisobjektideks on kivimid, millesse on jäädvustatud Maa geoloogiline jäädvustus, aga ka tänapäevased füüsikalised protsessid ja mehhanismid, mis toimivad nii selle pinnal kui ka sügavustes, mille uurimine võimaldab mõista, kuidas meie planeet aastal arenes. minevik.

Maa muutub pidevalt. Mõned muutused toimuvad ootamatult ja väga kiiresti (näiteks vulkaanipursked, maavärinad või suured üleujutused), kuid enamasti aeglaselt (kuni 30 cm paksune sademetekiht lammutatakse või koguneb sajandi jooksul). Selliseid muutusi ei ole ühe inimese elu jooksul märgata, kuid muutuste kohta on pika perioodi jooksul kogunenud teatud infot ning regulaarsete täpsete mõõtmiste abil fikseeritakse ka ebaolulised maakoore liikumised.

Maa ajalugu algas arenguga samal ajal Päikesesüsteem umbes 4,6 miljardit aastat tagasi. Geoloogilist ülestähendust iseloomustab aga killustatus ja ebatäielikkus, sest paljud muistsed kivimid on nooremate setete tõttu hävinud või katnud. Lüngad tuleb täita korrelatsiooniga sündmustega, mis on aset leidnud mujal ja mille kohta on rohkem andmeid, samuti analoogia ja hüpoteeside abil. Kivimite suhteline vanus määratakse neis sisalduvate fossiilsete jäänuste komplekside põhjal ning leiukohad, milles sellised jäänused puuduvad, mõlema suhtelise asukoha alusel. Lisaks saab geokeemiliste meetoditega määrata peaaegu kõigi kivimite absoluutse vanuse.

Selles artiklis käsitletakse Maa peamisi kestasid, selle koostist ja füüsilist struktuuri.

1. Maa põhilised kestad

Maal on 6 kesta: atmosfäär, hüdrosfäär, biosfäär, litosfäär, pürosfäär ja tsentrosfäär.

Atmosfäär on Maa välimine gaasiline kest. Selle alumine piir läbib litosfääri ja hüdrosfääri ning ülemine - 1000 km kõrgusel. Atmosfäär jaguneb troposfääriks (liikuv kiht), stratosfääriks (troposfääri kohal olev kiht) ja ionosfääriks (ülemine kiht).

Keskmine pikkus troposfäär - 10 km. Selle mass moodustab 75% atmosfääri kogumassist. Õhk troposfääris liigub nii horisontaalselt kui ka vertikaalselt.

Stratosfäär tõuseb troposfäärist 80 km kõrgusele. Selle õhk, mis liigub ainult horisontaalsuunas, moodustab kihte.

Veelgi kõrgemale ulatub ionosfäär, mis sai oma nime tänu sellele, et selle õhk ioniseerub pidevalt ultraviolettkiirte ja kosmiliste kiirte mõjul.

Hüdrosfäär katab 71% Maa pinnast. Selle keskmine soolsus on 35 g/l. Ookeani pinna temperatuur on 3–32 ° C, tihedus umbes 1. Päikesevalgus tungib 200 m sügavusele ja ultraviolettkiired 800 m sügavusele.

Biosfäär ehk elusfäär sulandub atmosfääri, hüdrosfääri ja litosfääriga. Selle ülemine piir ulatub ülemised kihid troposfäär, alumine - kulgeb mööda ookeani kaevikute põhja. Biosfäär jaguneb taimede sfääriks (üle 500 000 liigi) ja loomade sfääriks (üle 1 000 000 liigi).

Litosfäär – Maa kivikest – on 40–100 km paksune. See hõlmab kontinente, saari ja ookeanide põhja. Mandrite keskmine kõrgus ookeanipinnast: Antarktika - 2200 m, Aasia - 960 m, Aafrika - 750 m, Põhja-Ameerika- 720 m, Lõuna-Ameerika - 590 m, Euroopa - 340 m, Austraalia - 340 m.

Litosfääri all on pürosfäär – Maa tuline kest. Selle temperatuur tõuseb umbes 1 °C iga 33 m sügavuse kohta. Märkimisväärsel sügavusel asuvad kivimid on kõrgete temperatuuride ja kõrge rõhu tõttu tõenäoliselt sulas olekus.

Tsentrosfäär ehk Maa tuum asub 1800 km sügavusel. Enamiku teadlaste sõnul koosneb see rauast ja niklist. Rõhk ulatub siin 300000000000 Pa-ni (3000000 atmosfääri), temperatuur on mitu tuhat kraadi. Tuuma seisund on siiani teadmata.

Maa tuline sfäär jätkab jahtumist. Kõva kest pakseneb, tuline kest pakseneb. Omal ajal viis see tahkete rahnude – mandrite – tekkeni. Tulesfääri mõju planeedi Maa elule on aga endiselt väga suur. Mandrite ja ookeanide kontuurid, kliima ja atmosfääri koostis on korduvalt muutunud.

Eksogeensed ja endogeensed protsessid muudavad pidevalt meie planeedi tahket pinda, mis omakorda mõjutab aktiivselt Maa biosfääri.

2. Maa koostis ja füüsiline ehitus

Geofüüsikalised andmed ja sügavate inklusioonide uurimise tulemused näitavad, et meie planeet koosneb mitmest erinevat tüüpi kestast. füüsikalised omadused, mille muutumine kajastub muutusena keemiline koostis aine sügavusega ja selle koondumisoleku muutus rõhu funktsioonina.

Maa ülemise kesta - maakoore - mandrite all on keskmine paksus umbes 40 km (25-70 km) ja ookeanide all - ainult 5-10 km (ilma veekihita, keskmiselt 4,5 km) . Mohorovitši pinda võetakse maakoore alumiseks servaks - seismiliseks lõiguks, millel pikisuunaliste elastsete lainete levimiskiirus suureneb järsult sügavusega 6,5-7,5 kuni 8-9 km / s, mis vastab suurenemisele. aine tiheduses 2,8-3 ,0 kuni 3,3 g/cm3.

Mohorovitši pinnalt 2900 km sügavusele ulatub Maa vahevöö; ülemine 400 km paksune kõige vähem tihe tsoon paistab silma ülemise vahevööna. Intervall 2900 kuni 5150 km on hõivatud välimise tuumiga ja sellelt tasandilt Maa keskmesse, s.o. 5150–6371 km, on sisemine tuum.

Maa tuum on teadlastele huvi pakkunud alates selle avastamisest 1936. aastal. Seda oli äärmiselt raske pildistada, kuna selleni jõudis ja pinnale naaseb suhteliselt vähe seismilisi laineid. Lisaks on südamiku äärmuslikke temperatuure ja rõhku olnud laboris juba pikka aega raske reprodutseerida. Uued uuringud võivad anda meie planeedi keskpunktist üksikasjalikuma pildi. Maa tuum jaguneb 2 eraldi piirkonnaks: vedel (välimine tuum) ja tahke (sisemine), mille vaheline üleminek asub 5156 km sügavusel.

Raud on ainus element, mis ühtib täpselt Maa tuuma seismiliste omadustega ja mida on universumis piisavalt palju, et moodustada umbes 35% planeedi tuumas olevast planeedi massist. Tänapäevaste andmete kohaselt on välissüdamik sularaua ja nikli pöörlev voog, mis on hea elektrijuht. Just temaga seostatakse Maa magnetvälja päritolu, uskudes, et nagu hiiglaslik generaator, elektrivoolud, mis voolab vedelas tuumas, loovad globaalse magnetvälja. See mõjutab vahevöö kihti, mis on otseses kontaktis välissüdamikuga, kuna südamiku temperatuurid on kõrgemad kui vahevöös. Kohati tekitab see kiht tohutuid soojus- ja massivooge, mis on suunatud Maa pinnale – ploomid.

Sisemine tahke südamik ei ole mantliga ühendatud. Arvatakse, et selle tahke oleku, vaatamata kõrgele temperatuurile, tagab hiiglaslik rõhk Maa keskmes. Soovitatakse, et südamikus võiks lisaks raua-nikli sulamitele olla ka kergemaid elemente, nagu räni ja väävel ning võib-olla ka räni ja hapnik. Küsimus Maa tuuma seisukorra kohta on endiselt vaieldav. Kui kaugus pinnast suureneb, suureneb surve, millele aine allub. Arvutused näitavad, et rõhk maakera tuumas võib ulatuda 3 miljoni atm-ni. Samal ajal tunduvad paljud ained olevat metalliseeritud – lähevad metallilisse olekusse. Oli isegi hüpotees, et Maa tuum koosneb metallilisest vesinikust.

Välissüdamik on samuti metallist (sisuliselt rauast), kuid erinevalt sisesüdamikust on metall siin vedelas olekus ega lase põiki elastsed lained. Konvektiivvoolud metallilises välissüdamikus on Maa magnetvälja tekke põhjuseks.

Maa vahevöö koosneb silikaatidest: räni ja hapniku ühenditest Mg, Fe, Ca. Ülemises vahevöös domineerivad peridotiidid – kivimid, mis koosnevad peamiselt kahest mineraalist: oliviinist (Fe, Mg) 2SiO4 ja pürokseenist (Ca, Na) (Fe, Mg, Al) (Si, Al) 2O6. Need kivimid sisaldavad suhteliselt vähe (< 45 мас. %) кремнезема (SiO2) и обогащены магнием и железом. Поэтому их называют ультраосновными и ультрамафическими. Выше поверхности Мохоровичича в пределах континентальной земной коры преобладают силикатные магматические породы основного и кислого составов. Основные породы содержат 45-53 мас. % SiO2. Кроме оливина и пироксена в состав основных пород входит Ca-Na полевой шпат - плагиоклаз CaAl2Si2O8 - NaAlSi3O8. Кислые магматические породы предельно обогащены кремнеземом, содержание которого возрастает до 65-75 мас. %. Они состоят из кварца SiO2, плагиоклаза и K-Na полевого шпата (K,Na) AlSi3O8. Наиболее распространенной интрузивной породой основного состава является габбро, а вулканической породой - базальт. Среди кислых интрузивных пород чаще всего встречается гранит, a вулканическим аналогом гранита является риолит .

Seega koosneb ülemine vahevöö ultramafilistest ja ultramafilistest kivimitest, maakoore moodustavad aga põhiliselt aluselised ja felsilised tardkivimid: gabro, graniidid ja nende vulkaanilised analoogid, mis sisaldavad võrreldes ülemise vahevöö peridotiitidega vähem magneesiumi ja rauda ja on rikastatud ränidioksiidi, alumiiniumi ja leelismetallidega.

Mandrite all on peamised kivimid koondunud maakoore alumisse ossa ja happelised kivimid selle ülemisse ossa. Ookeanide all olev õhuke maakoor koosneb peaaegu täielikult gabrost ja basaltidest. Kindlalt on kindlaks tehtud, et põhikivimid, mis erinevatel hinnangutel moodustavad 75–25% mandrilise maakoore massist ja peaaegu kogu ookeanilise maakoore massist, sulatati ülemisest vahevööst magmaatilise tegevuse käigus. Happelisi kivimeid peetakse tavaliselt mandrilise maakoore sees olevate mafiliste kivimite korduva osalise sulamise saadusteks. Vahevöö ülemisest osast pärit peridotiidid on ammendunud sulavate komponentide poolest, mis nihkuvad magmaatiliste protsesside käigus maapõue. Eriti "kurnatud" on mandrite alune ülemine vahevöö, kus tekkis kõige paksem maakoor.