Maakoor. Suur nafta ja gaasi entsüklopeedia

NEED. Kapitonov

Maa tuumasoojus

Maapealne soojus

Maa on üsna kuum keha ja on soojusallikas. See kuumeneb peamiselt neelava päikesekiirguse tõttu. Kuid Maal on ka oma soojusressurss, mis on võrreldav Päikeselt saadava soojusega. Sellel Maa eneseenergial arvatakse olevat järgmine päritolu. Maa tekkis umbes 4,5 miljardit aastat tagasi pärast Päikese moodustumist selle ümber pöörlevast ja seda tihendavast protoplanetaarsest gaasi- ja tolmukettast. Oma moodustumise algfaasis kuumenes maakera aine suhteliselt aeglase gravitatsioonilise kokkusurumise tõttu. Suur roll selles soojusbilanss Maa mängis rolli ka väikeste kosmiliste kehade kukkumisel vabanevas energias. Seetõttu oli noor Maa sulanud. Jahtudes jõudis see järk-järgult praegusesse olekusse, millel on kindel pind, millest märkimisväärne osa on kaetud ookeanilise ja mereveed. Seda kõva väliskihti nimetatakse maakoor ja keskmiselt on selle paksus maal umbes 40 km ja ookeani vete all - 5-10 km. Maa sügavam kiht, nn mantel, koosneb ka tahkest ainest. See ulatub peaaegu 3000 km sügavusele ja sisaldab suuremat osa Maa ainest. Lõpuks on Maa sisemine osa tema tuum. See koosneb kahest kihist - välisest ja sisemisest. Välimine tuum see on sularaua ja nikli kiht temperatuuril 4500–6500 K, paksusega 2000–2500 km. Sisemine tuum raadiusega 1000-1500 km on see temperatuurini 4000-5000 K kuumutatud tahke raua-nikli sulam tihedusega umbes 14 g/cm 3, mis tekkis tohutu (ligi 4 miljonit baari) rõhu all.
Lisaks Maa sisemisele soojusele, mille ta pärandas oma tekke varaseimast kuumast faasist ja mille hulk peaks aja jooksul vähenema, on veel üks – pikaajaline, mis on seotud pika ajaga tuumade radioaktiivse lagunemisega. poolestusaeg - peamiselt 232 Th, 235 U , 238 U ja 40 K. Nendel lagunemistel vabanev energia - need moodustavad peaaegu 99% Maa radioaktiivsest energiast - täiendab pidevalt Maa soojusvarusid. Ülaltoodud tuumad asuvad maakoores ja vahevöös. Nende lagunemine põhjustab nii Maa välimise kui ka sisemise kihi kuumenemist.
Osa Maa sees olevast tohutust soojusest vabaneb pidevalt selle pinnale, sageli väga ulatuslike vulkaaniliste protsesside käigus. Maa sügavustest läbi selle pinna voolav soojusvoog on teada. See on (47±2)·10 12 vatti, mis võrdub soojusega, mida suudab toota 50 tuhat tuumaelektrijaama (ühe tuumajaama keskmine võimsus on umbes 10 9 W). Tekib küsimus: kas radioaktiivne energia mängib Maa soojuse kogueelarves mingit olulist rolli ja kui jah, siis millist rolli see mängib? Vastus neile küsimustele pikka aega jäi teadmata. Nüüd on võimalusi neile küsimustele vastata. Siin on võtmeroll neutriinodel (antineutriinodel), mis sünnivad Maa ainet moodustavate tuumade radioaktiivse lagunemise protsessides ja mida nimetatakse nn. geoneutriino.

Geoneutriino

Geoneutriino on kombineeritud nimetus neutriinodele või antineutriinodele, mis eralduvad maapinna all asuvate tuumade beeta-lagunemise tulemusena. Ilmselgelt võib tänu nende enneolematule läbitungimisvõimele nende (ja ainult nende) salvestamine maapealsete neutriinodetektoritega anda objektiivset teavet sügaval Maa sees toimuvate radioaktiivsete lagunemisprotsesside kohta. Sellise lagunemise näide on 228 Ra tuuma β - lagunemine, mis on pikaealise 232 Th tuuma α lagunemise korrutis (vt tabelit):

228 Ra tuuma poolväärtusaeg (T 1/2) on 5,75 aastat, vabanev energia on umbes 46 keV. Antineutriinode energiaspekter on pidev, mille ülempiir on lähedane vabanevale energiale.
Tuumade 232 Th, 235 U, 238 U lagunemised on järjestikuste lagunemiste ahelad, moodustades nn. radioaktiivne seeria. Sellistes ahelates on α-lagunemised segatud β-lagunemisega, kuna α-lagunemise ajal nihkuvad lõplikud tuumad β-stabiilsuse joonelt neutronitega ülekoormatud tuumade piirkonda. Pärast järjestikuste lagunemiste ahelat moodustuvad iga seeria lõpus stabiilsed tuumad prootonite ja neutronite arvuga, mis on maagilistele numbritele lähedased või nendega võrdsed (Z = 82,N= 126). Sellised lõplikud tuumad on plii või vismuti stabiilsed isotoobid. Seega lõpeb T 1/2 lagunemine topeltmaagilise tuuma 208 Pb moodustumisega ja teel 232 Th → 208 Pb toimub kuus α-lagunemist, mis on segatud nelja β - lagunemisega (238 U → 206 Pb ahelas on kaheksa α- ja kuus β - lagunemist; 235 U → 207 Pb ahelas on seitse α- ja neli β - lagunemist). Seega on iga radioaktiivse seeria antineutriinode energiaspekter sellesse seeriasse kuuluvate üksikute β-lagunemiste osaspektrite superpositsioon. 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K lagunemisel tekkivate antineutriinode spektrid on näidatud joonisel fig. 1. 40 K lagunemine on üksik β − lagunemine (vt tabelit). Antineutriinod saavutavad oma suurima energia (kuni 3,26 MeV) lagunemisel
214 Bi → 214 Po, mis on lüli radioaktiivses seerias 238 U. Sarja 232 Th → 208 Pb kõigi lagunemislülide läbimisel vabanev koguenergia on võrdne 42,65 MeV. Radioaktiivsete seeriate 235 U ja 238 U puhul on need energiad vastavalt 46,39 ja 51,69 MeV. Lagunemisel vabanev energia
40 K → 40 Ca, on 1,31 MeV.

Südamike omadused 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K

Tuum	Jaga % segus isotoobid	Südamike arv on seotud Si tuumad	T 1/2 miljard aastat	Esimesed lingid lagunemine
232 Th	100	0.0335	14.0
235 U	0.7204	6,48·10 -5	0.704
238 U	99.2742	0.00893	4.47
40 K	0.0117	0.440	1.25

Geoneutriino voo hinnang, mis on tehtud Maa aines sisalduvate tuumade 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K lagunemise põhjal, annab väärtuse suurusjärgus 10 6 cm -2 sek -1 . Neid geoneutriinosid registreerides on võimalik saada infot radioaktiivse soojuse rollist Maa üldises soojusbilansis ning testida meie ettekujutusi pikaealiste radioisotoopide sisaldusest maakera aine koostises.

Riis. 1. Tuuma lagunemisel tekkivate antineutriinode energiaspektrid

232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, normaliseeritud lähtetuuma ühe lagunemiseni

Reaktsiooni kasutatakse elektronide antineutriinode tuvastamiseks

P → e + + n, (1)

milles see osake tegelikult avastati. Selle reaktsiooni lävi on 1,8 MeV. Seetõttu saab ülaltoodud reaktsioonis registreerida ainult 232 Th ja 238 U tuumadest algavates lagunemisahelates toodetud geoneutriinosid. Arutluse all oleva reaktsiooni efektiivne ristlõige on äärmiselt väike: σ ≈ 10–43 cm 2. Sellest järeldub, et neutriinodetektor, mille tundlik ruumala on 1 m 3, ei registreeri rohkem kui paar sündmust aastas. Ilmselgelt on geoneutriinovoogude usaldusväärseks tuvastamiseks vaja suuremahulisi neutriinodetektoreid, mis asuvad maa-alustes laborites, et tagada maksimaalne kaitse tausta eest. Idee kasutada geoneutriinode registreerimiseks päikese- ja reaktorineutriinode uurimiseks mõeldud detektoreid tekkis 1998. aastal. Praegu on kaks suuremahulist neutriinodetektorit, mis kasutavad vedelikstsintillaatorit ja sobivad selle probleemi lahendamiseks. Need on KamLANDi (Jaapan) ja Borexino (Itaalia) eksperimentide neutriinodetektorid. Allpool käsitleme Borexino detektori disaini ja sellel detektoril saadud tulemusi geoneutriinode registreerimiseks.

Borexino detektor ja geoneutriino registreerimine

Borexino neutriinodetektor asub Itaalia keskosas maa-aluses laboris Gran Sasso mäeaheliku all, mille mäetipud ulatuvad 2,9 km kõrgusele (joonis 2).

Riis. 2. Gran Sasso mäeaheliku all asuva neutriinolabori paigutus (Kesk-Itaalia)

Borexino on segmenteerimata massiivne detektor, mille aktiivne keskkond on
280 tonni orgaanilist vedelikstsintillaatorit. Sellega täidetakse nailonist kerakujuline anum läbimõõduga 8,5 m (joonis 3). Stsintillaatoriks on pseudokumeen (C 9 H 12) koos spektrit nihutava lisandiga PPO (1,5 g/l). Stsintillaatorist tulev valgus kogutakse 2212 kaheksatollise fotokordisti toruga (PMT), mis on asetatud roostevabast terasest sfäärile (SSS).

Riis. 3. Borexino detektori skeem

Pseudokumeeniga nailonist anum on sisemine detektor, mille ülesandeks on registreerida neutriinosid (antineutriinosid). Sisemine detektor on ümbritsetud kahe kontsentrilise puhvertsooniga, mis kaitsevad seda väliste gammakiirte ja neutronite eest. Sisemine tsoon on täidetud mittestsintilleeriva keskkonnaga, mis koosneb 900 tonnist pseudokumeenist koos stsintillatsiooni kustutavate dimetüülftalaadi lisanditega. Välimine tsoon asub SNS-i peal ja kujutab endast vee-Tšerenkovi detektorit, mis sisaldab 2000 tonni ülipuhast vett ja katkestab signaalid väljastpoolt käitisesse sisenevatest müüonidest. Iga interaktsiooni jaoks, mis toimub sisemises detektoris, määratakse energia ja aeg. Erinevate radioaktiivsete allikate abil detektori kalibreerimine võimaldas väga täpselt määrata selle energiaskaala ja valgussignaali reprodutseeritavuse astme.
Borexino on väga kõrge kiirguspuhtusega detektor. Kõik materjalid on läbinud range valiku ja stsintillaator on sisemise tausta minimeerimiseks puhastatud. Tänu oma kõrgele kiirguspuhtusele on Borexino suurepärane detektor antineutriinode tuvastamiseks.
Reaktsioonis (1) annab positron hetkesignaali, millele järgneb mõne aja pärast neutroni kinnipüüdmine vesiniku tuuma poolt, mis viib γ-kvanti ilmumiseni energiaga 2,22 MeV, luues signaali. hilinenud võrreldes esimesega. Boreksinos on neutronite püüdmise aeg umbes 260 μs. Hetke- ja viivitussignaalid on korrelatsioonis ruumis ja ajas, võimaldades täpselt ära tunda e.
Reaktsiooni (1) lävi on 1,806 MeV ja nagu on näha jooniselt fig. 1, kõik 40 K ja 235 U lagunemisel tekkivad geoneutriinod jäävad allapoole seda läve ning registreerida saab ainult osa 232 Th ja 238 U lagunemisel tekkivatest geoneutriinodest.
Borexino detektor tuvastas geoneutriinode signaale esmakordselt 2010. aastal ning hiljuti avaldati uued tulemused 2056 päeva jooksul tehtud vaatluste põhjal ajavahemikus detsember 2007 kuni märts 2015. Allpool toome artikli põhjal välja saadud andmed ja nende arutelu tulemused.
Eksperimentaalsete andmete analüüsi tulemusena tuvastati 77 elektronantineutriino kandidaati, kes läbisid kõik valikukriteeriumid. e simuleerivate sündmuste taustaks hinnati . Seega oli signaali-tausta suhe ≈100.
Peamiseks taustaallikaks olid reaktori antineutriinod. Borexino jaoks oli olukord üsna soodne, kuna Gran Sasso labori läheduses pole tuumareaktoreid. Lisaks on reaktori antineutriinod geoneutriinodega võrreldes energilisemad, mis võimaldas neid antineutriinosid signaali suuruse järgi positronist eraldada. Geoneutriinode ja reaktori antineutriinode panuse analüüsi tulemused registreeritud sündmuste koguarvusse alates e on näidatud joonisel fig. 4. Selle analüüsiga antud registreeritud geoneutriinode arv (joonisel 4 vastavad need pimendatud alale) on võrdne . Analüüsi tulemusena eraldatud geoneutriinospektris on näha kaks rühma - vähem energiline, intensiivsem ja energilisem, vähem intensiivne. Kirjeldatud uurimuse autorid seostavad neid rühmi vastavalt tooriumi ja uraani lagunemisega.
Arutatud analüüsis kasutati Maa aines leiduva tooriumi ja uraani masside suhet
m(Th)/m(U) = 3,9 (tabelis on see väärtus ≈3,8). See arv peegeldab nende keemiliste elementide suhtelist sisaldust kondriitides, mis on kõige levinum meteoriitide rühm (üle 90% Maale langenud meteoriitidest kuulub sellesse rühma). Arvatakse, et kondriitide koostis, välja arvatud kerged gaasid (vesinik ja heelium), kordab Päikesesüsteemi ja protoplanetaarse ketta koostist, millest Maa tekkis.

Riis. 4. Positronitest saadava valguse spekter fotoelektronide arvu ühikutes antineutriinokandidaatsündmuste jaoks (katsepunktid). Varjutatud ala on geoneutriinode panus. Pidev joon on reaktori antineutriinode panus.

Sissejuhatus

Võrreldes maakera suurusega on maakoor 1/200 selle raadiusest. Kuid see "film" on oma ülesehituselt kõige keerulisem ja endiselt meie planeedi kõige salapärasem moodustis. Peamine omadus koorik, kuna see toimib piirikihina vahel gloobus ja meid ümbritsev kosmos. Selles universumi kahe elemendi – kosmose ja planeedi substantsi – vahelises üleminekutsoonis toimusid pidevalt kõige keerulisemad füüsikalised ja keemilised protsessid ning mis on tähelepanuväärne, nende protsesside jäljed olid suures osas säilinud.

Töö peamised eesmärgid on:

Mõelge maakoore ja selle komponentide põhitüüpidele;

Määrata maakoore tektoonilised struktuurid;

Kaaluge mineraalne koostis maakoor ja kivimid.

Maakoore ehitus ja paksus

Esimesed ideed maakoore olemasolu kohta väljendas inglise füüsik W. Gilbert aastal 1600. Nad tegid ettepaneku jagada Maa sisemus kaheks ebavõrdseks osaks: maakooreks ehk kestaks ja tahkeks tuumaks.

Nende ideede väljatöötamist sisaldavad L. Descartes'i, G. Leibnizi, J. Buffoni, M. V. Lomonosovi ja paljude teiste välis- ja kodumaiste teadlaste tööd. Alguses oli maakoore uurimine keskendunud mandrite maakoore uurimisele. Seetõttu peegeldasid maakoore esimesed mudelid mandritüüpi maakoore struktuurilisi iseärasusi.

aastal võeti kasutusele mõiste "maakoor". geograafiateadus Austria geoloog E. Suess 1881. aastal (8) Lisaks sellele terminile on sellel kihil veel üks nimi - sial, mis koosneb siin levinumate elementide - räni (räni, 26%) ja alumiiniumi (alumiinium, 7,45%).

20. sajandi esimesel poolel hakati maapõue ehitust uurima seismoloogia ja seismilisuse abil. Analüüsides 1909. aastal Horvaatias toimunud maavärina seismiliste lainete olemust, tuvastas seismoloog A. Mohorovicic, nagu juba märgitud, umbes 50 km sügavusel selgelt nähtava seismilise piiri, mille ta määratles maakoore alusena (Mohorovicic, Moho või M pind).

1925. aastal jäädvustas V. Conrad Mohorovici piiri kohal maakoore sees veel ühe liidespinna, mis sai ka tema nime - Conradi pind ehk pind K - “graniidi” ja “basaldi” kihtide vaheliseks piiriks on Conradi sektsioon.

Küsiti teadlastelt ülemine kiht umbes 12 km paksust maakoort nimetatakse "graniidikihiks" ja alumist, paksusega 25 km, nimetatakse "basaldikihiks". Ilmus esimene kahekihiline maakoore ehitusmudel. Edasised uuringud võimaldasid mõõta maakoore paksust mandrite eri piirkondades. Leiti, et madalatel aladel on see 35? 45 km ja mägedes kasvab see 50-ni? 60 km (Pamiiris registreeriti maakoore maksimaalne paksus 75 km). Seda maakoore paksenemist nimetas B. Gutenberg "mägede juurteks".

Samuti tehti kindlaks, et graniidikihi seismilise laine kiirus on 5? 6 km/s, tüüpiline graniitidele ja alumine - 6? 7 km/s, iseloomulik basaltidele. Graniidi- ja basaldikihtidest koosnevat maakoort nimetati koondunud maakooreks, millel paikneb teine, ülemine, settekiht. Selle võimsus varieerus 0? 5-6 km (settekihi maksimaalne paksus ulatub 20 × 25 km-ni).

Uus samm mandri maakoore struktuuri uurimisel on tehtud võimsate seismiliste lainete plahvatusallikate kasutuselevõtu tulemusena.

Aastal 1954 G.A. Gamburtsev töötas välja sügava seismilise sondeerimise (DSS) meetodi, mis võimaldas "valgustada" Maa sisemust 100 km sügavusele.

Seismilisi uuringuid hakati läbi viima mööda spetsiaalseid profiile, mis võimaldasid teadlastel saada pidevat teavet maakoore ehituse kohta. aastal viidi läbi seismiline uuring rannikualad mered ja ookeanid ning 60. aastate alguses hakati seda meetodit kasutama ülemaailmsetes maailmamere põhjauuringutes. Idee kahe olemasolust põhimõtteliselt erinevat tüüpi maakoor: mandriline ja ookeaniline.

DSS-i materjalid võimaldasid Nõukogude geofüüsikutel (Yu.N. Godin, N.I. Pavlinkova, N.K. Bulin jt) ümber lükata idee universaalselt järjepideva Conradi pinna olemasolust. Seda kinnitas Koola ülisügavkaevu puurimine, mis ei paljastanud geofüüsikute näidatud sügavusel graniidikihi alust.

Hakati tekkima arusaamad mitmete liideste, näiteks Conradi pinna olemasolu kohta, mille asukohti ei määranud mitte niivõrd kristalsete kivimite koostise muutumine, vaid nende metamorfismi erinev aste. On oletatud, et moondekivimitel on maakoore graniidi- ja basaldikihtide koostises oluline roll (Yu.N. Godin, I.A. Rezanov, V.V. Belousov jt).

Seismiliste lainete kiiruse suurenemist seletati kivimite aluselisuse suurenemise ja nende metamorfismi suure astmega. Seega peaks “graniidi” kiht sisaldama mitte ainult granitoide, vaid ka primaarsetest setetest tekkinud moondekivimeid (näiteks gneissid, vilgukivikiled jne). Kihti hakati nimetama graniit-metamorfseks ehk graniitgneissiks. Selle all mõisteti tard- ja sette-moondekivimite kogumit, mille koostis ja faasiolek määravad füüsikalised parameetrid, mis on lähedased muutumatute graniitide või granitoidide omadele, s.o. tihedus on umbes 2,58? 2,64 g/cm ja moodustumise kiirus 5,5? 6,3 km/s.

“Basaldi” kihi koostis võimaldas sügava (granuliidi) metamorfismi staadiumi kivimite olemasolu. Seda hakati nimetama granuliit-mafiliseks, granuliit-eklogiidiks ja selle all mõistetakse keskmise, aluselise või sarnase koostisega tard- ja moondekivimite kogumit, mille füüsikalised parameetrid on: tihedus 2,8? 3,1 g/cm, reservuaari kiirus 6,6? 7,4 km/s. Katseandmete ja plahvatustorudest pärit sügavate kivimite fragmentide (ksenoliitide) põhjal võib see kiht koosneda granuliitidest, gabroididest, aluselistest gneissidest ja eklogiiditaolistest kivimitest.

Terminid "graniit" ja "basaltkiht" jäid käibele, kuid need pandi jutumärkidesse, rõhutades sellega nende koostise ja nimetuse konventsionaalsust.

Mandri maakoore struktuuri ideede praegune arenguetapp algas eelmise sajandi 80ndatel ja seda iseloomustab koondunud maakoore kolmekihilise mudeli loomine. Mitmete kodumaiste (N. I. Pavlenkova, I. P. Kosminskaja) ja välismaa (S. Mueller) teadlaste uuringud on tõestanud, et mandri maakoore struktuuris on lisaks settekihile vaja eristada vähemalt kolme, mitte aga mitte. kaks, kihid: ülemine, keskmine ja alumine (joonis 1).

Pealmine kiht, paksusega 8? 15 km, iseloomustab seismiliste lainete kiiruse suurenemine sügavuse, blokeeritud struktuuri ning suhteliselt arvukate pragude ja rikete esinemisega. Ainus kiht kiirustega 6,1? K piiriks on defineeritud 6,5 km/s. Mitmete teadlaste arvates vastab kahekihilise maakoore mudelis graniidist metamorfsele kihile koondunud maakoore ülemine kiht.

Teine (keskmine) kiht sügavusele 20? 25 km (mõnikord kuni 30 km) iseloomustab kerge kiiruse langus elastsed lained(umbes 6,4 km/s), kiirusgradientide puudumine. Selle alus paistab silma K piirina. Arvatakse, et teine ​​kiht koosneb basalt-tüüpi kivimitest, mistõttu võib seda identifitseerida maakoore “basalt” kihiga.

Joonis 1

Kolmas (alumine) kiht, mis ulatub maakoore põhjani, on suure kiirusega (6,8 × 7,7 km/s). Seda iseloomustab peen kihilisus ja kiiruse gradiendi suurenemine sügavusega. Seda esindavad ultramafilised kivimid, mistõttu ei saa seda liigitada maakoore basaltkihiks. On oletatud, et maakoore alumine kiht on ülemise vahevöö materjali muutumise saadus, mis on vahevöö omamoodi ilmastikuvöönd (N.I. Pavlenkova). Maakoore struktuuri klassikalises mudelis moodustavad keskmine ja alumine kiht granuliit-mafilise kihi.

Maakoore struktuur ja paksus sees erinevaid valdkondi mandrid on mõnevõrra erinevad. Seega on maapõue, sügavate platvormide süvendite ja eelsüvendite jaoks iseloomulikud järgmised ehituslikud tunnused: settekihi suur paksus (kuni pool kogu maakoore paksusest); õhem ja kiirem konsolideeritud koorik kui platvormide muudel osadel; M-pinna kõrgendatud asend Tihti nende piirides näpistub või järsult hõreneb kinnitunud maakoore ülemine (“graniit”) kiht ning keskmise kihi paksus väheneb oluliselt.

LOENG 5. GEOGRAAFILISE KESKKONNA KOOSTIS

Maa oma aine teke sai alguse vulkanogeensetest moodustistest, mida esindasid laavad, kuuma tuha ja gaasipilvede eraldumine, aga ka sellega kaasnevad aluspinnase degaseerimise ilmingud. Vulkanogeenne materjal sisenes Maa peridotiidi pinnale ja jääkatmosfääri - algse pilve või udukogu reliikviasse. Sel ajal polnud veel veekogusid ja Maa ei olnud ookeanide planeet, nagu ta on praegu. Geograafilise kesta kujunemine sai ilmselt alguse selle litogeensest alusest, millele hakkasid "toetuma" õhu- ja veemassid. Planeedi üksikute sfääride moodustumise aja järgi jagunemine on tingimuslik, kuna peaaegu kõik toimus peaaegu samaaegselt, kuid uue materjali konsolideerumise kiirus oli erinev.

Maa sisemine struktuur sisaldab kolme kesta: maakoor, vahevöö ja südamik. Maa kesta struktuur tehti kindlaks kaugseiremeetoditega, mis põhinevad seismiliste lainete levimiskiiruse mõõtmisel, millel on kaks komponenti - piki- ja põiklained. Pikisuunalised (P) lained mis on seotud nende levimissuunas orienteeritud tõmbe- (või surve-) pingetega. Risti (S) lained põhjustada keskkonna vibratsiooni, mis on nende levimissuunaga täisnurga all. Need lained ei levi vedelas keskkonnas.

Maakoor - kivine kest, mis koosneb tahkest ainest, milles on liigselt ränidioksiidi, leelist, vett ning ebapiisavas koguses magneesiumi ja rauda. See eraldub ülemisest mantlist Mohorovici piir(Moho kiht), mille juures pikisuunaliste seismiliste lainete kiirused hüppavad ligikaudu 8 km/s. See Jugoslaavia teadlase A. Mohorovicici poolt 1909. aastal kehtestatud piir arvatakse ühtivat välise peridotiidi kestaga. ülemine vahevöö. Maakoore paksus (1% kogumass Maa) keskmine pikkus on 35 km: noorte volditud mägede all mandritel suureneb see 80 km-ni ja ookeani keskaheliku all väheneb see 6–7 km-ni (lugedes ookeanipõhja pinnast).

Mantel on mahu ja kaalu poolest Maa suurim kest, mis ulatub maakoore alusest kuni Gutenbergi piirid, mis vastab ligikaudu 2900 km sügavusele ja on mantli alumiseks piiriks. Mantel on jagatud madalam(50% Maa massist) ja üleval(18%).Kaasaegsete kontseptsioonide kohaselt on mantli koostis üsna homogeenne tänu intensiivsele konvektiivsele segunemisele mantlisisese vooluga. Vahevöö materjali koostise kohta otsesed andmed peaaegu puuduvad. Eeldatakse, et see koosneb gaasidega küllastunud sulasilikaadi massist. Alumises vahevöös kasvavad piki- ja põiklainete levimiskiirused vastavalt 13 ja 7 km/s. Ülemine vahevöö 50-80 km sügavuselt (ookeanide all) ja 200-300 km sügavuselt (mandrite all) kuni 660-670 km on nn. astenosfäär. See on sulamistemperatuuri lähedal oleva aine suurenenud plastilisusega kiht.

Tuum on sferoid, mille keskmine raadius on umbes 3500 km. Samuti puudub otsene teave tuuma koostise kohta. On teada, et see on Maa kõige tihedam kest. Tuum on samuti jagatud kaheks sfääriks: väline, 5150 km sügavusele, vedelas olekus ja sisemine - tahke.Välises tuumas langeb pikilainete levimiskiirus 8 km/s-ni ja põiklained ei levi üldse, mida peetakse selle vedela oleku tõendiks. Alla 5150 km pikisuunaliste lainete levimise kiirus suureneb ja põiklained lähevad uuesti mööda. Sisemine tuum moodustab 2% Maa massist ja välimine tuum 29%.

Maa välimine "tahke" kest, sealhulgas maakoor ja ülemine osa mantel, vormid litosfäär. Selle paksus on 50-200 km.

Nimetatakse litosfääri ja selle all olevaid astenosfääri liikuvaid kihte, kus tavaliselt tekivad ja realiseeruvad tektoonilise iseloomuga maasisesed liikumised ning kus sageli asuvad maavärinate ja sulamagma allikad. tektonosfäär.

Maakoore koostis. Maakoore keemilised elemendid moodustavad looduslikke ühendeid - mineraalid, tavaliselt tahked ained, millel on teatud füüsikalised omadused. Maakoores on üle 3000 mineraali, sealhulgas umbes 50 kivimit moodustavat mineraali.

Moodustuvad korrapärased looduslikud mineraalide kombinatsioonid kivid. Maakoor koosneb erineva koostise ja päritoluga kivimitest. Päritolu järgi jagunevad kivimid tard-, sette- ja moondekivimiteks.

Tardkivimid tekivad magma tahkumise tõttu. Kui see toimub maakoore paksuses, siis pealetükkiv kristalliseerunud kivimid ja kui magma pinnale purskab, tekivad need effusiivne haridust. Ränisisalduse (SiO 2) põhjal eristatakse järgmisi tardkivimite rühmi: hapu(> 65% - graniidid, lipariidid jne), keskmine(65-53% - süeniidid, andesiidid jne), põhilised(52-45% - gabro, basaltid jne) ja ülialuseline(<45% - перидотиты, дуниты и др.).

Settekivimid tekivad maapinnal materjali sadestumise tõttu erineval viisil. Osa neist on tekkinud kivimite hävimise tulemusena. See klassikaline, või plastik, kivid. Kildude suurus varieerub rändrahnedest ja kivikestest tolmuosakesteni, mis võimaldab eristada nende hulgas erineva granulomeetrilise koostisega kivimeid - rändrahne, veerisid, konglomeraate, liivasid, liivakive jne. Orgaanilised kivimid tekivad organismide osalusel (lubjakivid, söed, kriit jne). Nad hõivavad märkimisväärse koha kemogeenne kivimid, mis on seotud aine sadestumisega lahusest teatud tingimustel.

Metamorfsed kivimid tekivad tard- ja settekivimite muutuste tulemusena kõrgete temperatuuride ja rõhkude mõjul Maa soolestikus. Nende hulka kuuluvad gneissid, kristalsed kiled, marmor jne.

Umbes 90% maakoore mahust moodustavad tard- ja moondepäritolu kristalsed kivimid. Geograafilise ümbrise puhul mängib olulist rolli suhteliselt õhuke ja katkendlik settekivimite kiht (stratisfäär), mis on otseses kokkupuutes geograafilise ümbrise erinevate komponentidega. Settekivimite keskmine paksus on umbes 2,2 km, tegelik paksus jääb vahemikku 10-14 km lohkudes kuni 0,5-1 km ookeani põhjas. A.B.Ronovi uuringute järgi on settekivimitest levinumad savid ja kildad (50%), liivad ja liivakivid (23,6%) ning karbonaatsed moodustised (23,5%). Maapinna koostises mängivad olulist rolli mitte-jääalade löss ja lössilaadsed savid, jääalade moreenide sortimata kihistused ning vee päritolu veeris-liiva moodustiste tsoonisisesed kuhjumised.

Maakoore struktuur. Nende struktuuri ja paksuse järgi (joonis 5.1) eristatakse kahte peamist maakoore tüüpi - kontinentaalset ja ookeanilist, mille keemilise koostise erinevused on näha tabelist. 5.1.

Mandriline maakoor koosneb sette-, graniidi- ja basaldikihtidest. Viimast tõstetakse esile tinglikult, sest seismiliste lainete kiirused on võrdsed kiirustega basaltides. Graniidikiht koosneb räni ja alumiiniumiga rikastatud kivimitest (SIAL), basaltkihi kivimid on rikastatud räni ja magneesiumiga (SIAM). Umbes 2,7 g/cm 3 keskmise kivimitihedusega graniidikihi ja keskmise tihedusega umbes 3 g/cm 3 basaldikihi kokkupuudet tuntakse Conradi piirina (nimetatud saksa maadeuurija W. Conradi järgi, kes avastas selle 1923. aastal). Ookeaniline maakoor kahekihiline. Selle põhiosa koosneb basaltidest, millel asub õhuke settekiht. Basaltide paksus ületab 10 km, ülemistes osades on hilise mesosoikumi settekivimite vahekihid usaldusväärselt kindlaks tehtud. Settekatte paksus ei ületa reeglina 1-1,5 km.

Riis. 5.1. Maakoore struktuur: 1 - basaldikiht; 2 - graniidikiht; 3 - stratisfäär ja ilmastikukoorik; 4 - ookeanipõhja basaltid; 5 - madala biomassiga alad; 6 - suure biomassiga alad; 7 - ookeaniveed; 8 - merejää; 9 - mandri nõlvade sügavad rikked

Mandrite ja ookeanipõhja basaldikiht on põhimõtteliselt erinev. Mandritel on need kontaktmoodustised vahevöö ja vanimate maiste kivimite vahel, nagu planeedi esmane koorik, mis tekkisid enne selle iseseisvat arengut või selle alguses (võib-olla tõendid Maa evolutsiooni "kuu" staadiumist) . Ookeanides on tegemist tõeliste basaltmoodustistega, peamiselt mesosoikumisajastuga, mis tekkisid litosfääriplaatide liikumise käigus tekkinud veealuste väljavalamiste tõttu. Esimese vanus peaks olema mitu miljardit aastat, teise - mitte rohkem kui 200 miljonit aastat.

Tabel 5.1. Mandrilise ja ookeanilise maakoore keemiline koostis

Mõnes kohas on seda täheldatud üleminekutüüp maakoor, mida iseloomustab märkimisväärne ruumiline heterogeensus. Seda tuntakse Ida-Aasia äärealadel (Beringi merest Lõuna-Hiinani), Sunda saarestikus ja mõnel muul maakera piirkonnal.

Erinevat tüüpi maakoore olemasolu on tingitud erinevustest planeedi üksikute osade arengus ja nende vanuses. See probleem on geograafilise ümbriku rekonstrueerimise seisukohalt äärmiselt huvitav ja oluline. Varem eeldati, et ookeaniline maakoor on esmane ja mandriline maakoor on sekundaarne, kuigi see on sellest miljardeid aastaid vanem. Kaasaegsete ideede kohaselt tekkis ookeaniline maakoor magma tungimise tõttu mandritevahelistes riketes.

Maakoore struktuurielemendid. Maakoor tekkis vähemalt 4 miljardi aasta jooksul, mille jooksul muutus see keerukamaks. endogeensete (peamiselt tektooniliste liikumiste mõjul) ja eksogeensete (ilmastiku jne) protsesside mõjul. Erineva intensiivsusega ja erinevatel aegadel avalduvad tektoonilised liikumised moodustasid maakoore struktuurid, mis moodustavad kergendust planeedid.

Suuri pinnavorme nimetatakse morfostruktuure(nt mäeahelikud, platood). Moodustuvad suhteliselt väikesed reljeefsed vormid morfoskulptuurid(näiteks karst).

Maa peamised planetaarsed struktuurid - mandritel Ja ookeanid. IN mandritel on suuri teise järku struktuure - plisseeritud vööd Ja platvormid, mis väljenduvad selgelt kaasaegses reljeefis.

Platvormid – need on tektooniliselt stabiilsed maakoore lõigud, mis on tavaliselt kahekihilise struktuuriga: alumine, mis on moodustatud iidsetest kivimitest, on nn. sihtasutus,ülemine, koosneb peamiselt hilisema vanusega settekivimitest - settekate. Platvormide vanust hinnatakse sihtasutuse moodustamise aja järgi. Nimetatakse platvormide piirkondi, kus vundament on settekatte all plaadid(näiteks vene pliit). Nimetatakse kohti, kus päevapinnale tekivad platvormvundamendi kivimid kilbid(näiteks Balti Kilp).

Ookeanide põhjas on tektooniliselt stabiilsed alad - Thalassokratonid ja mobiilsed tektooniliselt aktiivsed ribad - georiftid. Viimased vastavad ruumiliselt ookeani keskahelikele vahelduvate tõusude (meremägede kujul) ja vajumisega (süvamere lohkude ja kaevikute kujul). Koos vulkaaniliste ilmingutega ja ookeanipõhja kohalike tõusuga loovad ookeanilised geosünkliinid saarekaarte ja saarestiku spetsiifilisi struktuure, mis väljenduvad Vaikse ookeani põhja- ja lääneserval.

Mandrite ja ookeanide vahelised kontakttsoonid jagunevad kahte tüüpi: aktiivne Ja passiivne. Esimesed on tugevate maavärinate, aktiivse vulkanismi ja märkimisväärsete tektooniliste liikumiste keskused. Viimased on näide mandrite järkjärgulisest muutumisest läbi riiulite ja mandrite nõlvade ookeanipõhjani.

Litosfääri dünaamika. Ideid maiste struktuuride tekkemehhanismi kohta arendavad erinevate suundade teadlased, keda saab ühendada kahte rühma. esindajad fxism tuginedes väitele mandrite fikseeritud asendi kohta Maa pinnal ja vertikaalsete liikumiste ülekaalu kohta maakoore kihtide tektoonilistes deformatsioonides. Toetajad mobilismist esmane roll on antud horisontaalsetele liikumistele. Mobilismi põhiideed sõnastas A. Wegener (1880-1930) as mandrite triivi hüpotees. 20. sajandi teisel poolel saadud uued andmed võimaldasid selle suuna arendada kaasaegseks teooriaks neomobilism, seletades maakoores toimuvate protsesside dünaamikat suurte litosfääriplaatide triiviga.

Maakoore tänapäevase ehituse järgi on ookeanide keskosades litosfääri plaatide piirid. ookeani keskahelikud mille telgedel on rift (tõrke) tsoonid. Ookeanide äärealadel mandrite ja ookeanibasseini sängi vahelistes üleminekuvööndites, geosünklinaalsed mobiilsed rihmad volditud vulkaaniliste saarekaarede ja süvamerekraavidega piki nende välisservi. Litosfääriplaatide interaktsiooniks on kolm võimalust: lahknevus, või levib; kokkupõrge, olenevalt kontaktplaatide tüübist kaasneb subduktsioon, väljavool või kokkupõrge; horisontaalne libisemineüks plaat teise suhtes. Seoses ookeanide ja mandrite päritolu probleemiga tuleb märkida, et praegu lahendatakse see enamasti maakoore killustumise tuvastamisega laamadeks, mille liikumine põhjustas ookeani poolt hõivatud tohutute lohkude moodustumise. veed.

Maa tänapäevase ilme kujunemine. IN Kogu Maa ajaloo jooksul on mandrite ja ookeanide asukoht ja konfiguratsioon pidevalt muutunud. Geoloogiliste andmete kohaselt ühinesid Maa mandrid neli korda. Nende moodustumise etappide rekonstrueerimine viimase 570 miljoni aasta jooksul (fanerosoikumis) näitab viimase superkontinendi olemasolu - Pangea 250 miljonit aastat tagasi tekkinud üsna paksu, kuni 30-35 km pikkuse mandrikoorega, mis lagunes Gondwana, hõivavad maakera lõunaosa ja Laurasia,ühendab põhjapoolseid kontinente. Pangea kokkuvarisemine tõi kaasa veeruumi avanemise, esialgu kujul paleo-Vaikne ookean ookean ja ookean Tethys, ja hiljem (65 miljonit aastat tagasi) - kaasaegsed ookeanid. Nüüd jälgime, kuidas mandrid lahku lähevad. Raske on ette kujutada, milline on tänapäevaste mandrite ja ookeanide nihkumine tulevikus. S.V.Aplonovi sõnul on võimalik, et nad ühinevad viiendaks superkontinendiks, mille keskpunktiks saab Euraasia. V.P. Trubitsyn usub, et miljardi aasta pärast võivad mandrid taas lõunapoolusele koguneda.

Atmosfäär - See on Maa välimine gaasiline kest. Atmosfääri alumine piir on maapind. Ülemine piir läbib 3000 km kõrguselt, kus õhu tihedus võrdub aine tihedusega Kosmoses.

Atmosfääri õhku hoiab maapinna lähedal gravitatsioonijõud. Atmosfääri kogumass on 5,13610 15 t (teistel andmetel - 5,910 15 t), mis vastab Maa peale ühtlaselt jaotunud 10 m veekihi või 76 cm paksuse elavhõbedakihi massile. Peal oleva õhusamba kaal määrab atmosfäärirõhu väärtuse, mis on maapinnal keskmiselt 760 mm Hg. Art. ehk 1 atm (1013 hPa või 1013 mbar).

Õhutihedus merepinnal temperatuuril 15°C on keskmiselt 1,2255 kg/m3 ehk 0,0012 g/cm3, kõrgusel 5 km - 0,735 kg/cm3, 10 km - 0,411 kg/cm3, 20 km - 0,087 kg/cm3. 300 km kõrgusel on õhu tihedus juba 100 miljardit korda väiksem kui Maa pinnal.

Atmosfääri koostis. Atmosfäär koosneb konstantsetest ja muutuvatest komponentidest (tabel 5.2). TO püsiv sisaldavad lämmastikku (78% mahust), hapnikku(21%) ja inertgaasid(0,93%).Lämmastiku ja hapniku aktiivsete komponentide koguse püsivuse määrab tasakaal vaba hapniku ja lämmastiku vabanemise protsesside (peamiselt elusorganismide poolt) ning nende imendumise vahel keemiliste reaktsioonide käigus. Väärisgaasid ei osale atmosfääris toimuvates reaktsioonides. Muutujad komponendid on süsinikdioksiid, veeaur, osoon, aerosoolid.

Tabel 5.2. Atmosfääri koostis

veeaur blokeerib kuni 60% planeedi soojuskiirgusest. Veeaur täidab ka teist olulist funktsiooni, mille jaoks seda nimetatakse atmosfääriprotsesside "põhikütuseks". Niiskuse aurustumisel (ja nii täitub atmosfäär veeauruga) läheb märkimisväärne osa energiast (umbes 2500 J) avatud vormi ja vabaneb seejärel kondenseerumisel. Tavaliselt juhtub see pilvkatte kõrgusel. Selliste faasiüleminekute tulemusena liigub geograafilises ümbrises suur hulk energiat, "toites" erinevaid atmosfääriprotsesse, eriti troopilisi tsükloneid.

Veeaur ja süsinikdioksiid toimivad looduslike atmosfäärifiltritena, mis blokeerivad pikalainelist soojuskiirgust maapinnalt. Tänu sellele on olemas Kasvuhooneefekt, mis määrab maapinna üldise temperatuuritõusu 38°C võrra (selle keskmine väärtus on -23°C asemel +15°C).

Aerosooli osakesed- Need on hõljuv mineraal- ja vulkaaniline tolm, põlemisproduktid (suits), meresoolade kristallid, eosed ja õietolm ning mikroorganismid. Aerosoolisisaldus määrab atmosfääri läbipaistvuse taseme. Aktiivse inimtekkelise tegevuse tõttu on atmosfääri tolmusisaldus suurenenud. Katsed näitavad, et kui tolmu on palju, võib Maale jõudva päikesekiirguse hulk väheneda, mis toob kaasa muutused planeedi ilmas ja kliimas. Suurimad aerosoolid on kondensatsiooni tuumad- soodustada veeauru muutumist veepiiskadeks (pilvedeks).

Atmosfääri vertikaalne struktuur. Atmosfäär on jagatud viieks kestaks.

Maapinnaga vahetult külgnevat atmosfääri alumist osa nimetatakse troposfäär. See ulatub üle pooluste 8 km kõrgusele, parasvöötme laiuskraadidel - kuni 10-11 km, ekvaatori kohal - kuni 16-17 km. Siia on koondunud umbes 80% atmosfääri kogumassist. Täheldatud temperatuuri langus selles kihis (keskmiselt 0,6 ° C 100 m kohta) on seotud õhu paisumisega välisrõhu languse mõjul kõrgusega, samuti soojuse ülekandega maapinnalt. Kui kogu Maa aasta keskmine õhutemperatuur on merepinnal +15°C, langeb troposfääri ülemisel piiril -56°C-ni. Õhutemperatuuri langus, nagu ka muud meteoroloogilised suurused, ei püsi alati ja mõnel juhul kaldub see normaalsest kõrvale, moodustades inversioonid. Viimaseid määravad kohalikud geograafilised põhjused.

Troposfääri õhu füüsikalised omadused on suures osas määratud selle vastasmõju olemusega aluspinnaga. Õhu pideva segunemise tõttu on selle koostis kogu troposfääri paksuse ulatuses konstantne. Troposfäär sisaldab suuremat osa kogu atmosfääri niiskusest.

Troposfääri ülemise piiri lähedal on üleminekukiht - tropopaus umbes 1 km paksune. Vertikaalsed õhuvoolud ei tõuse üle tropopausi, mis on tingitud selle kuumenemise ja niisutamise erinevustest maapinnast (atmosfääri konvektsioon).

Troposfääri kohal asub kuni ligikaudu 50 km kõrgusel stratosfäär. Varem peeti seda isotermilise kihina, mille keskmine temperatuur oli -56°C. Kuid uued andmed on näidanud, et isotermi täheldatakse ainult selle alumises osas, kuni ligikaudu 20 km, ja ülemisel piiril tõuseb temperatuur 0 ° C-ni. Stratosfääri katab võimas horisontaalne tsirkulatsioon vertikaalse liikumise elementidega, mis aitab kaasa õhu aktiivsele segunemisele. Inimtekkeline reostus on praktiliselt välistatud, kuid siia tungivad intensiivse vulkaaniheite produktid, mis püsivad üsna kaua ja mõjutavad kosmilist kiirgust, sealhulgas päikesekiirgust.

Stratosfääri eripäraks on osoonikiht, mille moodustamises osaleb järgmine füüsikalis-keemiline mehhanism. Kuna atmosfäär edastab valikuliselt Päikeselt tuleva elektromagnetkiirgust, jaotub päikesekiirgus maapinnal ebaühtlaselt. Õhus olev hapnik interakteerub lühilainelise ultraviolettkiirgusega (UV) ja kui hapnikumolekul O2 neelab piisava energiaga UV-valgust, laguneb see:

O 2 + UV valgus → O + O

Aatomi hapnik on väga aktiivne ja seob hapnikumolekuli, moodustades osoonimolekuli:

aatomihapnik (O) + molekulaarne hapnik (O 2) → osoon (O 3)

Tavaliselt toimub see umbes 25-28 km kõrgusel maapinnast, kus tekib osoonikiht. Osoon adsorbeerib tugevalt ultraviolettkiirgust, mis on kahjulik elusorganismidele.

See asub stratosfääri kohal 80–90 km kõrgusel mesosfäär. Temperatuur selles kihis langeb uuesti ja jõuab -107°C-ni. 75–90 km kõrgusel täheldatakse jääkristallidest koosnevaid "nooktiluentseid pilvi".

Ligikaudu 800-1000 km kõrguseni on seal termosfäär. Siin tõuseb õhutemperatuur taas 150 km kõrgusel 220° C ja 600 km kõrgusel 1500° C. Termosfääri õhk koosneb peamiselt lämmastikust ja hapnikust, kuid 90-100 km kohal on päikesekiirguse lühilained. põhjustada O 2 molekulide lagunemist aatomiteks ja siin domineerib aatomihapnik. Üle 325 km dissotsieerub ka lämmastik. Atmosfääri alumistele kihtidele iseloomulik lämmastiku ja hapniku suhe (78 ja 21%) muutub 200 km kõrgusel ning on vastavalt 45 ja 55%. Ultraviolett- ja kosmiliste kiirte mõjul on termosfääris olevad õhuosakesed elektriliselt laetud, mis vastutab aurorade tekke eest. Termosfäär neelab päikesekroonilt tuleva röntgenikiirgust ja hõlbustab raadiolainete levikut.

Üle 1000 km asub eksosfäär. Aatomite ja gaaside molekulide liikumiskiirus ulatub siin kolmanda kosmilise kiiruseni (11,2 km/s), mis võimaldab neil ületada gravitatsiooni ja hajuda kosmoses.

Troposfääri õhuringluse põhijooned.Õhuringlus on põhjustatud atmosfäärirõhu ebaühtlasest jaotumisest maapinna lähedal, mille tulemuseks on süsteemid tuuled - õhu suunaline liikumine kõrge rõhuga piirkonnast madalasse piirkonda.Surveväli koosneb erinevatest õhumassidest, koosneb eraldi survesüsteemidest, mille hulgas ontsüklonid (madalrõhuala keskel ja õhk liigub vastupäeva) jaantitsüklonid (kõrgsurveala keskel ja õhu liikumine päripäeva), bariclohud ja künaharjad Jasadulad. Eristamapüsiv Atmosfääri toimekeskused on kõrg- või madalrõhualad, mis eksisteerivad aastaringselt või teatud aastaajal (Islandi ja Aleuudi mõõnad, Assoorid, Hawaii, Siberi kõrgused). Õhumasside valdav transport ja nende dünaamika avaldub selles passaattuuled, mussoonid, tuuled ringluses, kvaasistatsionaarsete kujunemisel ja rändelõhurinded Maa pinnal (naguintertroopiline lähenemistsoon) Erilist huvi pakuvadtroopilised tsüklonid, nimetatakse Atlandi ookeanisorkaanid, Vaikses ookeanis -taifuunid mis segavad oluliselt paljude Kesk-Ameerika, Kagu-Aasia ja teiste piirkondade rannikuriikide elanike igapäevaelu. Survesüsteemide peamised parameetrid on trajektoor, liikumiskiirus, toimeraadius, atmosfäärirõhk kihistu keskmes. Liikuvad tsüklonid mõjutavad aluspinda, häirides hüdrometeoroloogiliste koguste normaalset jaotumist, põhjustades torme maal ja merel.

1. lehekülg

Maakoore paksus siin ei ületa 5–7 km, selle koostises puudub graniidikiht ja settekihi paksus on ebaoluline, mis vähendab järsult nende territooriumide nafta- ja gaasiväljavaateid.

Maakoore paksus üldiselt väheneb, kui geotermi liigub temperatuuriteljele lähemale, mille tagab kõrge soojusjuhtivus, mis on seotud veemasside ringlemisega vabalt pinnalt alla maakoore alla, nagu nt. Pannoonia basseini juhtum.

Praegu eeldatakse, et maakoore paksus on keskmiselt 1/2 Maa läbimõõdust.

Mandrilise maakoore tunnuseks on mäejuurte olemasolu - maakoore paksuse järsk suurenemine suurte mäesüsteemide korral. Himaalaja all ulatub maakoore paksus 70–80 km-ni.

Tingimused olid ligikaudu samad ka sellele järgnenud, Katarhea, Maa arenguperioodil, mis kestis arvatavasti 0,5 miljardit aastat (40-35 miljardit aastat tagasi), mil maakoore paksus järk-järgult suurenes ja tõenäoliselt ka selle eristumine. võimsamatesse ja stabiilsematesse ning vähem võimsamatesse ja mobiilsematesse piirkondadesse.

Kaug-Ida mägede ja madalikute riigil on konventsionaalne piir: läänes ja põhjas langeb see kokku Olek-ma, Aldani, Yudoma ja Okhota jõgede orgudega, idas hõlmab see merepõhja. Okhotsk ja Jaapani meri, lõunas kulgeb mööda riigipiiri. Maakoore paksus ulatub 30–45 km-ni ja peegeldab peamisi suuri orograafilisi üksusi.

Suur-Kaukaasia lõunatiib (piirkonna põhja- ja kirdeosas) on lehvikukujuline volditud asümmeetriline struktuur, mis koosneb valdavalt juura ja kriidiajastu ladestustest ning mida iseloomustab märkimisväärne seismilisus. Maakoore paksus on 45 - 80 km. Mõlemad meie tuvastatud anomaalsed piirkonnad asuvad siin. Magnetotelluurilise sondeerimise andmetel [Sholpo, 1978] paikneb Suure-Kaukaasia all kitsas ribas piki peaharja ja lõunanõlva kõrgenenud juhtivusega kiht, kuid idas laieneb ja katab Dagestani alad, kus ladestub lubjakivi. on välja töötatud. Selle kihi paksus on umbes 5–10 km ja see asub 20–25 km sügavusel megantiklinooriumi aksiaalse tsooni all. Löögi ajal toimub selle kihi järkjärguline vajumine perikliinidel kuni 60–75 km ulatuses. Morfoloogiliselt eristuvate vulkaaniliste struktuuridega Väike-Kaukaasia (piirkonna edelaosas) on jagatud kolmeks suureks megablokiks. Väike-Kaukaasia läänetiiba iseloomustab mesosoikumide vulkanogeensete-setete moodustiste ja intrusioonide areng. Seda iseloomustab õrn voltimine.

Tuvastatud massiive iseloomustavad kontinentaalset tüüpi maakoore lõigud, lõhesüsteemides on selle paksus oluliselt vähenenud. Teised arvutused [Kogan, 1975] hindavad maakoore paksuseks Tunguska ja Viljui nõgude keskosas kuni 25–20 km, Sayan-Jenissei nõgudes kuni 25–30 km ja kuni 30–30 km. 35 km meridionaalses riftsüsteemis, mis eraldab Anabari ja Oleneki -taeva massiivi.

Lõuna-Kaspia süvendis on ookeani tüüpi maakoore osa. Graniidikiht puudub Lõuna-Kaspia mere süvamere osades ja maakoore paksus ei ületa 50 km. SRS-i sees on tuvastatud järgmised suured geostruktuurilised elemendid: merel – see on Absheron-Pribalkhani tõusuvöönd. Bakuu saarestik, Türkmenistani struktuurne terrass ja Lõuna-Kaspia süvavee vöönd ning maismaal - Kura nõgu, mis jaguneb Talysh-Vandami maksimumvööndi abil Kura alam- ja keskmiseks nõgudeks. Absheron-Pribalkhani tõusuvöönd läbib alamlaiussuunas Kaspia mere lõunaosa.

Suurte mägistruktuuride tekkimine endogeensete tegurite avaldumise tagajärjel stimuleerib mägede hävitamisele suunatud pinnapealsete eksogeensete ainete aktiivsust. Samal ajal viib reljeefi silumine ja tasandamine eksogeensete tegurite toimel maakoore paksuse vähenemiseni, selle koormuse vähenemiseni Maa sügavamatele kestadele ning sellega kaasneb sageli maakoore tõus ja tõus. maakoor. Seega on võimsa liustiku sulamine ja mägede hävimine Põhja-Euroopas teadlaste hinnangul Skandinaavia olulise tõusmise põhjuseks.

Maakoore paksus maakera eri osades ei püsi muutumatuna. Maakoor saavutab suurima paksuse mandritel ja eriti mägirajatiste all (siin ulatub graniidist kesta paksus 30–40 km-ni); Eeldatakse, et ookeanide all ei ületa graniidist kestata maakoore paksus 6–8 km.