– auf die Landoberfläche oder den Meeresboden beschränkt. Es hat auch eine geophysikalische Grenze, den Abschnitt Moho. Die Grenze zeichnet sich dadurch aus, dass die Geschwindigkeit seismischer Wellen hier stark ansteigt. Es wurde 1909 von einem kroatischen Wissenschaftler installiert A. Mohorovicic ($1857$-$1936$).
Die Erdkruste ist zusammengesetzt sedimentär, magmatisch und metamorph Felsen, und durch seine Zusammensetzung sticht es hervor drei Schichten. Gesteine sedimentären Ursprungs, deren zerstörtes Material in tiefere Schichten abgelagert und dort gebildet wurde Sedimentschicht Die Erdkruste bedeckt die gesamte Oberfläche des Planeten. An einigen Stellen ist es sehr dünn und kann unterbrochen sein. An anderen Stellen erreicht es eine Mächtigkeit von mehreren Kilometern. Sedimentgesteine sind Ton, Kalkstein, Kreide, Sandstein usw. Sie entstehen durch die Sedimentation von Stoffen im Wasser und an Land und liegen meist in Schichten. Aus Sedimentgesteinen kann man etwas über die natürlichen Bedingungen auf dem Planeten lernen, weshalb Geologen sie nennen Seiten der Erdgeschichte. Sedimentgesteine werden unterteilt in organisch die durch die Ansammlung von tierischen und pflanzlichen Überresten entstehen und anorganisch, die wiederum unterteilt sind in klastisch und chemogen.
Klastisch Steine sind ein Produkt der Verwitterung und chemogen- das Ergebnis der Sedimentation von im Wasser von Meeren und Seen gelösten Stoffen.
Es bilden sich magmatische Gesteine Granit Schicht der Erdkruste. Diese Gesteine entstanden durch die Erstarrung von geschmolzenem Magma. Auf Kontinenten beträgt die Dicke dieser Schicht 15 bis 20 km; unter den Ozeanen fehlt sie vollständig oder ist stark reduziert.
Magmatische Substanz, aber arm an Kieselsäure Basaltisch Schicht mit einem hohen spezifischen Gewicht. Diese Schicht ist an der Basis der Erdkruste in allen Regionen des Planeten gut entwickelt.
Der vertikale Aufbau und die Dicke der Erdkruste sind unterschiedlich, daher werden mehrere Typen unterschieden. Nach einer einfachen Klassifizierung gibt es ozeanisch und kontinental Erdkruste.
Die kontinentale oder kontinentale Kruste unterscheidet sich von der ozeanischen Kruste Dicke und Gerät. Die Kontinentalkruste liegt unter den Kontinenten, ihr Rand fällt jedoch nicht mit der Küstenlinie zusammen. Aus geologischer Sicht ist ein echter Kontinent das gesamte Gebiet der zusammenhängenden Kontinentalkruste. Dann stellt sich heraus, dass geologische Kontinente größer sind als geografische Kontinente. Küstenzonen von Kontinenten, genannt Regal- Dies sind Teile von Kontinenten, die vorübergehend vom Meer überflutet werden. Auf dem Festlandsockel liegen Meere wie das Weiße Meer, das Ostsibirische Meer und das Asowsche Meer.
Die kontinentale Kruste besteht aus drei Schichten:
Unter jungen Bergen hat diese Art von Kruste eine Dicke von 75 $ km, unter Ebenen bis zu 45 $ km und unter Inselbögen bis zu 25 $ km. Die obere Sedimentschicht der kontinentalen Kruste wird durch Tonablagerungen und Karbonate flacher Meeresbecken und grober klastischer Fazies in Randtälern sowie an den passiven Rändern atlantischer Kontinente gebildet.
Es bildeten sich Risse in der Erdkruste, die durch Magma eindrangen Granitschicht das Kieselsäure, Aluminium und andere Mineralien enthält. Die Dicke der Granitschicht kann bis zu 25 km betragen. Diese Schicht ist sehr alt und hat ein beträchtliches Alter – 3 Milliarden Jahre. Zwischen den Granit- und Basaltschichten lässt sich in einer Tiefe von bis zu 20 $ km eine Grenze verfolgen Konrad. Es zeichnet sich dadurch aus, dass die Ausbreitungsgeschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen hier um 0,5 $ km/s zunimmt.
Formation Basalt Die Schicht entstand durch das Ausströmen basaltischer Lava auf die Landoberfläche in Zonen mit Intraplattenmagmatismus. Basalte enthalten mehr Eisen, Magnesium und Kalzium, weshalb sie schwerer sind als Granit. Innerhalb dieser Schicht liegt die Ausbreitungsgeschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen zwischen 6,5 und 7,3 km/s. Wo die Grenze verschwimmt, nimmt die Geschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen allmählich zu.
Anmerkung 2
Die Gesamtmasse der Erdkruste beträgt nur 0,473 % der Masse des gesamten Planeten.
Eine der ersten Aufgaben im Zusammenhang mit der Bestimmung der Zusammensetzung Oberkontinental Kruste begann die junge Wissenschaft zu lösen Geochemie. Da die Rinde aus vielen verschiedenen Gesteinen besteht, war diese Aufgabe recht schwierig. Selbst innerhalb desselben geologischen Körpers kann die Zusammensetzung der Gesteine stark variieren und verschiedene Gesteinsarten können in verschiedenen Gebieten verteilt sein. Darauf aufbauend bestand die Aufgabe darin, den General zu ermitteln durchschnittliche Zusammensetzung der Teil der Erdkruste, der auf Kontinenten an die Oberfläche kommt. Diese erste Schätzung der Zusammensetzung der oberen Kruste wurde von gemacht Clark. Er arbeitete als Angestellter des US Geological Survey und beschäftigte sich mit der chemischen Analyse von Gesteinen. Im Laufe langjähriger analytischer Arbeit gelang es ihm, die Ergebnisse zusammenzufassen und die durchschnittliche Zusammensetzung der Gesteine zu berechnen, die nahe beieinander lag zu Granit. Arbeit Clark war heftiger Kritik ausgesetzt und hatte Gegner.
Der zweite Versuch, die durchschnittliche Zusammensetzung der Erdkruste zu bestimmen, wurde von unternommen V. Goldschmidt. Er schlug vor, sich entlang der kontinentalen Kruste zu bewegen Gletscher, kann freiliegendes Gestein abkratzen und vermischen, das während der Gletschererosion abgelagert wird. Sie werden dann die Zusammensetzung der mittleren kontinentalen Kruste widerspiegeln. Analyse der Zusammensetzung von Bandton, der während der letzten Eiszeit abgelagert wurde Ostsee, er erzielte ein Ergebnis, das dem Ergebnis nahe kam Clark. Verschiedene Methoden lieferten ähnliche Schätzungen. Geochemische Methoden wurden bestätigt. Diese Probleme wurden angesprochen und die Bewertungen vorgenommen Vinogradov, Yaroshevsky, Ronov usw..
Ozeanische Kruste liegt dort, wo die Meerestiefe mehr als 4$ km beträgt, was bedeutet, dass es nicht den gesamten Raum der Ozeane einnimmt. Der Rest der Fläche ist mit Rinde bedeckt Zwischentyp. Die ozeanische Kruste ist anders aufgebaut als die kontinentale Kruste, allerdings auch in Schichten unterteilt. Es fehlt fast vollständig Granitschicht, und das Sediment ist sehr dünn und hat eine Mächtigkeit von weniger als 1 $ km. Die zweite Schicht ist noch Unbekannt, also heißt es einfach zweite Schicht. Unten, dritte Schicht - Basaltisch. Die Basaltschichten der kontinentalen und ozeanischen Kruste weisen ähnliche seismische Wellengeschwindigkeiten auf. In der ozeanischen Kruste überwiegt die Basaltschicht. Nach der Theorie der Plattentektonik bildet sich an mittelozeanischen Rücken ständig ozeanische Kruste, die sich dann von ihnen weg und in Gebiete hinein bewegt Subduktion in den Mantel aufgenommen. Dies weist darauf hin, dass die ozeanische Kruste relativ ist jung. Charakteristisch ist die größte Anzahl von Subduktionszonen Pazifik See, wo starke Seebeben mit ihnen verbunden sind.
Definition 1
Subduktion ist der Abstieg von Gestein vom Rand einer tektonischen Platte in die halbgeschmolzene Asthenosphäre
Wenn die obere Platte eine Kontinentalplatte und die untere eine ozeanische Platte ist, Meeresgräben.
Seine Mächtigkeit variiert in verschiedenen geografischen Zonen zwischen 5 und 7 km. Im Laufe der Zeit bleibt die Dicke der ozeanischen Kruste nahezu unverändert. Dies ist auf die Menge an Schmelze zurückzuführen, die an mittelozeanischen Rücken aus dem Mantel freigesetzt wird, und auf die Dicke der Sedimentschicht am Boden der Ozeane und Meere.
Sedimentschicht Die ozeanische Kruste ist klein und überschreitet selten eine Dicke von 0,5 $ km. Es besteht aus Sand, Ablagerungen von Tierresten und ausgefällten Mineralien. Karbonatgesteine des unteren Teils kommen in großen Tiefen nicht vor, und in Tiefen über 4,5 km werden die Karbonatgesteine durch rote Tiefseetone und silikatische Schluffe ersetzt.
Im oberen Teil bildeten sich basaltische Laven tholeiitischer Zusammensetzung Basaltschicht, und unten liegt Deichkomplex.
Definition 2
Deiche- das sind Kanäle, durch die Basaltlava an die Oberfläche fließt
Basaltschicht in Zonen Subduktion verwandelt sich in Ekgolithen, die in die Tiefe stürzen, weil sie eine hohe Dichte an umgebenden Mantelgesteinen aufweisen. Ihre Masse beträgt etwa 7 % der Masse des gesamten Erdmantels. Innerhalb der Basaltschicht beträgt die Geschwindigkeit longitudinaler seismischer Wellen 6,5 bis 7 km/s.
Das Durchschnittsalter der ozeanischen Kruste beträgt 100 Millionen Jahre, während die ältesten Abschnitte davon 156 Millionen Jahre alt sind und sich in der Senke befinden Jacke im Pazifischen Ozean. Die ozeanische Kruste konzentriert sich nicht nur im Grund des Weltozeans, sondern kann sich auch in geschlossenen Becken befinden, beispielsweise im nördlichen Becken des Kaspischen Meeres. Ozeanisch Die Erdkruste hat eine Gesamtfläche von 306 Millionen km².
Die Erdkruste oder Geosphäre ist die äußere feste Hülle der Erde. Unter der Kruste befindet sich der Mantel, der sich in seiner Zusammensetzung und seinen physikalischen Eigenschaften von dieser unterscheidet. Die Struktur des Mantels ist dichter, da er hauptsächlich feuerfeste Bestandteile enthält. Der Mantel ist von der Kruste durch die Mohorovicic-Grenze oder Moho getrennt, an der die Geschwindigkeit seismischer Wellen stark ansteigt. Der größte Teil der äußeren Kruste ist mit Hydrosphäre bedeckt, der kleinere Teil grenzt an atmosphärische Luft. Dementsprechend unterscheidet man bei der Erdkruste zwischen ozeanischen und kontinentalen Typen, die unterschiedliche Strukturen aufweisen. Die Gesamtmasse der Erdkruste beträgt laut Wissenschaftlern nur 0,5 % der Gesamtmasse des Planeten.
Die ozeanische Kruste wird von einer Basaltschicht dominiert. Nach der Theorie der Plattentektonik bildet sich diese Art von Kruste kontinuierlich an mittelozeanischen Rücken, entfernt sich dann von diesen und wird in Subduktionsregionen in den Mantel aufgenommen. Daher gilt die ozeanische Kruste als relativ jung. In verschiedenen geografischen Zonen variiert die Dicke der ozeanischen Kruste zwischen 5 und 7 km. Es besteht aus Basalt- und Sedimentschichten. Seine Dicke ändert sich im Laufe der Zeit praktisch nicht, da sie von der Menge der aus dem Mantel in den Bereichen der mittelozeanischen Rücken freigesetzten Schmelze abhängt. Außerdem wird die Dicke der ozeanischen Kruste teilweise durch die Dicke der Sedimentschicht am Boden der Ozeane und Meere bestimmt. Die Dicke der Erdkruste nimmt mit der Entfernung von Gebieten mittelozeanischer Rücken zu. Die kontinentale (kontinentale) Kruste zeichnet sich durch eine dreischichtige Struktur aus. Die oberste Schicht ist eine teilweise unterbrochene Schicht aus Sedimentgestein. Diese Hülle ist gut entwickelt, erreicht aber selten eine große Dicke. Die mittlere Granitschicht der Kontinentalkruste macht den größten Teil der Gesamtkruste aus. Es besteht aus Gneisen und Granit, hat eine geringe Dichte und eine uralte Entstehungsgeschichte. Ein großer Teil der Masse dieser Gesteine entstand vor etwa 3 Milliarden Jahren. Die untere Basaltschicht besteht aus metamorphen Gesteinen – Granuliten und ähnlichen Stoffen. Die durchschnittliche Dicke der kontinentalen Kruste beträgt etwa 35 km, die maximale Dicke unter den Gebirgszügen beträgt 70–75 km. Die Rinde dieser Art enthält viele chemische Elemente und deren Verbindungen. Etwa die Hälfte der Masse besteht aus Sauerstoff, ein Viertel aus Silizium, der Rest ist Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba.
In der Übergangszone von Kontinenten zu Ozeanen bildete sich eine Übergangskruste (mittlere Kruste) (subozeanisch oder subkontinental). Die Übergangskruste zeichnet sich durch eine komplexe Kombination von Merkmalen der Erdkruste der beiden oben beschriebenen Typen aus. Die Zwischenkruste entspricht Bereichen wie Schelfen, Inselbögen und Meeresrücken.
In den allermeisten Gebieten befindet sich die Erdkruste in einem Zustand relativen isostatischen Gleichgewichts. Auf Vulkaninseln, ozeanischen Becken und Inselbögen wird eine Verletzung der isostatischen Kompensation beobachtet. Hier ist die Erdkruste ständigen tektonischen Bewegungen ausgesetzt. Als Folge der Verschiebung tektonischer Platten im Bereich ihrer Übergänge kommen große Störungen in der Erdkruste in Betracht. Bei der Struktur der Kruste wird zwischen relativ ruhigen Bereichen (Plattformen) und beweglichen Bereichen (Faltengürtel) unterschieden.
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Erdkruste wird die äußere feste Hülle der Erde genannt, die von unten durch die Mohorovicic-Oberfläche oder Moho begrenzt wird und sich durch einen starken Anstieg der Geschwindigkeit elastischer Wellen auszeichnet, wenn sie von der Erdoberfläche in ihre Tiefen gelangen.
Unterhalb der Mohorovicic-Oberfläche befindet sich die folgende feste Hülle - Oberer Mantel . Der oberste Teil des Erdmantels bildet zusammen mit der Erdkruste die harte und spröde feste Hülle der Erde — Lithosphäre (Stein). Ihm liegen plastischere und verformungsanfälligere, weniger viskose Schichten des Mantels zugrunde - Asthenosphäre (schwach). Darin liegt die Temperatur nahe am Schmelzpunkt der Mantelsubstanz, aber aufgrund des hohen Drucks schmilzt die Substanz nicht, sondern befindet sich in einem amorphen Zustand und kann fließen, während sie fest bleibt, wie ein Gletscher in den Bergen. Die Asthenosphäre ist die Kunststoffschicht, auf der einzelne Blöcke der Lithosphäre schwimmen.
Die Dicke der Erdkruste auf den Kontinenten beträgt etwa 30-40 km, unter Gebirgszügen steigt sie auf 80 km (kontinentaler Erdkrustentyp). Unter dem Tiefseeteil der Ozeane beträgt die Dicke der Erdkruste 5-15 km (ozeanischer Typ der Erdkruste). Im Durchschnitt liegt die Basis der Erdkruste (Mohorovicic-Oberfläche) unter den Kontinenten in einer Tiefe von 35 km und unter den Ozeanen in einer Tiefe von 7 km, d. h. die ozeanische Erdkruste ist etwa fünfmal dünner als die kontinentale Kruste .
Neben Unterschieden in der Dicke gibt es auch Unterschiede in der Struktur der Erdkruste kontinentaler und ozeanischer Typen.
Kontinentale Kruste besteht aus drei Schichten: oberen Sedimentschichten, die sich bis zu einer durchschnittlichen Tiefe von 5 km erstrecken; mittlerer Granit (der Name ist auf die Tatsache zurückzuführen, dass die Geschwindigkeit der seismischen Wellen darin die gleiche ist wie in Granit) mit einer durchschnittlichen Dicke von 10-15 km; der untere ist basaltisch und etwa 15 km dick.
Ozeanische Kruste besteht ebenfalls aus drei Schichten: obere Sedimentschicht bis zu einer Tiefe von 1 km; Medium mit wenig bekannter Zusammensetzung, das in Tiefen von 1 bis 2,5 km vorkommt; der untere ist basaltisch mit einer Mächtigkeit von etwa 5 km.
Eine klare Vorstellung von der Art der Verteilung der Landhöhen und Tiefen des Meeresbodens wird durch gegeben hypsographische Kurve (Abb. 1). Es spiegelt das Verhältnis der Flächen der festen Erdhülle mit unterschiedlichen Höhen an Land und mit unterschiedlichen Tiefen im Meer wider. Anhand der Kurve wurden die durchschnittliche Landhöhe (840 m) und die durchschnittliche Meerestiefe (-3880 m) berechnet. Wenn wir die Berggebiete und Tiefseesenken, die eine relativ kleine Fläche einnehmen, nicht berücksichtigen, lassen sich auf der hypsographischen Kurve deutlich zwei vorherrschende Ebenen unterscheiden: die Ebene der Kontinentalplattform mit einer Höhe von etwa 1000 m und die Ebene des Meeresbodens mit Höhen von -2000 bis -6000 m. Eine Übergangsebene, die diese Zone verbindet, ist ein relativ scharfer Felsvorsprung und wird Kontinentalhang genannt. Somit ist die natürliche Grenze, die das Meer und die Kontinente trennt, nicht die sichtbare Küstenlinie, sondern die äußere Grenze des Abhangs.
Reis. 1. Hypsographische Kurve (A) und verallgemeinertes Profil des Meeresbodens (B). (I – Unterwasser-Kontinentalränder, II – Übergangszone, III – Meeresboden, IV – mittelozeanische Rücken).
Innerhalb des ozeanischen Teils des Gypsographen (bathygrafisch) Die Kurve unterscheidet vier Hauptstadien des Bodenreliefs: kontinentale Untiefen oder Schelfgebiete (0–200 m), Kontinentalhang (200–2000 m), Meeresboden (2000–6000 m) und Tiefseedepressionen (6000–11000 m).
Schelf (Kontinentalschelf)- eine Unterwasser-Fortsetzung des Festlandes. Dies ist ein Bereich der kontinentalen Kruste, der im Allgemeinen durch eine flache Topographie mit Spuren überfluteter Flusstäler, quartärer Vereisung und alter Küstenlinien gekennzeichnet ist.
Die äußere Grenze des Regals ist Rand - eine scharfe Biegung im Boden, hinter der der Kontinentalhang beginnt. Die durchschnittliche Tiefe der Schelfkante beträgt 130 m, in Einzelfällen kann die Tiefe jedoch variieren.
Die Breite des Schelfs variiert in einem sehr weiten Bereich: von Null (in einigen Gebieten der afrikanischen Küste) bis zu Tausenden von Kilometern (vor der Nordküste Asiens). Im Allgemeinen nimmt der Schelf etwa 7 % der Fläche des Weltozeans ein.
Kontinentalhang- der Bereich vom Rand des Schelfs bis zum Kontinentalfuß, d. h. vor dem Übergang des Hangs in einen flacheren Meeresboden. Der durchschnittliche Neigungswinkel des Kontinentalabhangs beträgt etwa 6°, oft kann die Steilheit des Abhangs jedoch auf 20–30° ansteigen, und in einigen Fällen sind fast vertikale Felsvorsprünge möglich. Die Breite des Kontinentalhangs ist aufgrund des steilen Gefälles normalerweise gering – etwa 100 km.
Das Relief des Kontinentalhangs zeichnet sich durch große Komplexität und Vielfalt aus, seine charakteristischste Form ist es jedoch Unterwasserschluchten . Dabei handelt es sich um schmale Rinnen mit großem Anstellwinkel entlang des Längsprofils und steilen Böschungen. Die Spitzen von Unterwasserschluchten schneiden oft in den Rand des Schelfs ein und ihre Mündungen reichen bis zum Kontinentalfuß, wo in solchen Fällen Schwemmkegel aus lockerem Sedimentmaterial beobachtet werden.
Festlandfuß- das dritte Element des Meeresbodenreliefs, das sich innerhalb der Kontinentalkruste befindet. Die kontinentalen Ausläufer sind eine ausgedehnte, abfallende Ebene, die aus bis zu 3,5 km dicken Sedimentgesteinen besteht. Die Breite dieser leicht hügeligen Ebene kann Hunderte von Kilometern betragen und ihre Fläche kommt der des Schelfs und des Kontinentalhangs nahe.
Meeresboden- der tiefste Teil des Meeresbodens, der mehr als 2/3 der gesamten Fläche des Weltozeans einnimmt. Die vorherrschenden Tiefen des Meeresbodens liegen zwischen 4 und 6 km und die Bodentopographie ist am ruhigsten. Die Hauptelemente der Topographie des Meeresbodens sind Meeresbecken, mittelozeanische Rücken und ozeanische Erhebungen.
Ozeanbecken- ausgedehnte Senken am Grund des Weltmeeres mit einer Tiefe von etwa 5 km. Die ebene Oberfläche des Beckenbodens wird Abgrundebene (bodenlose Ebene) genannt und entsteht durch die Ansammlung von Sedimentmaterial, das vom Land gebracht wird. Abgrundebenen im Weltmeer nehmen etwa 8 % des Meeresbodens ein.
Mittelozeanische Rücken- tektonisch aktive Zonen im Ozean, in denen es zu Neubildungen der Erdkruste kommt. Sie bestehen aus Basaltgestein, das durch das Eindringen von Obermantelmaterial aus dem Erdinneren entsteht. Dies bestimmte die Einzigartigkeit der Erdkruste an mittelozeanischen Rücken und ihre Klassifizierung als Rifting-Typ.
Ozeanische Anstiege- große positive Reliefformen des Meeresbodens, die nicht mit mittelozeanischen Rücken verbunden sind. Sie befinden sich im ozeanischen Typ der Erdkruste und zeichnen sich durch große horizontale und vertikale Abmessungen aus.
In der Tiefsee wurden isolierte Seeberge vulkanischen Ursprungs entdeckt. Als flache Seeberge werden Seeberge bezeichnet, die sich in Tiefen von mehr als 200 m befinden Guyots.
Tiefseesenken (Gräben)— Zonen mit den größten Tiefen des Weltozeans, über 6000 m.
Der tiefste Graben ist der Marianengraben, der 1954 vom Forschungsschiff Vityaz entdeckt wurde. Seine Tiefe beträgt 11022 m.
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Die Struktur der Erde besteht aus drei Hauptschalen: Erdkruste, Erdmantel und Erdkern.
Diagramm der inneren Struktur der Erde
Die Erdoberfläche ist von einer Gesteinshülle bedeckt – Erdkruste. Seine Dicke unter den Ozeanen beträgt nur 3–15 km und auf den Kontinenten erreicht er 75 km. Es stellt sich heraus, dass die Erdkruste im Verhältnis zum gesamten Planeten dünner ist als die Schale eines Pfirsichs. Die obere Schicht der Erdkruste besteht aus Sedimentgesteinen; darunter befinden sich die so genannten „Granit“- und „Basalt“-Schichten.
Unter der Erdkruste gelegen Mantel. Der Mantel ist die innere Hülle, die den Erdkern bedeckt. Aus dem Griechischen wird „Mantel“ mit „Schleier“ übersetzt. Wissenschaftler gehen davon aus, dass der obere Teil des Erdmantels aus dichten Gesteinen besteht, also fest ist. Allerdings befindet sich in einer Tiefe von 50–250 km unter der Erdoberfläche eine teilweise geschmolzene Schicht namens Magma.
Es ist relativ weich und plastisch, kann langsam fließen und sich somit bewegen. Die Geschwindigkeit der Magmabewegung ist gering – einige Zentimeter pro Jahr. Allerdings spielt es eine entscheidende Rolle bei den Bewegungen der Erdkruste. Die Temperatur der oberen Magmaschicht beträgt etwa +2000 °C, in den unteren Schichten kann die Hitze bis zu +5000 °C erreichen. Die Erdkruste wird zusammen mit der oberen Schicht des heißen Erdmantels Lithosphäre genannt.
Versteckt unter dem Erdmantel, in einer Tiefe von etwa 2900 km unter der Oberfläche Der Kern der Erde. Es hat die Form einer Kugel mit einem Radius von fast 3500 km. Der Kern ist in äußere und innere Teile unterteilt, die sich in Zusammensetzung, Temperatur und Dichte unterscheiden. Der innere Kern ist der heißeste und dichteste Teil unseres Planeten und besteht laut Wissenschaftlern hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Im inneren Kern ist der Druck so hoch, dass es sich trotz der enormen Temperatur (+6000...+10.000 °C) um einen festen Körper handelt. Der äußere Kern befindet sich in flüssigem Zustand, seine Temperatur beträgt 4300 °C.
Der größte Teil der Kruste ist außen von der Hydrosphäre bedeckt, ein kleinerer Teil grenzt an die Atmosphäre. Dementsprechend wird die Erdkruste unterschieden ozeanisch Und Festlandtypen, und sie haben unterschiedliche Strukturen.
Die kontinentale Kruste nimmt eine kleinere Fläche ein (etwa 40 % der gesamten Erdoberfläche), weist jedoch eine komplexere Struktur auf. Unter hohen Bergen erreicht seine Mächtigkeit 60-70 km. Die kontinentale Kruste besteht aus 3 Schichten - Basalt, Granit Und sedimentär. Die ozeanische Kruste ist dünner – nur 5–7 km. Es besteht aus zwei Schichten: der unteren Basaltschicht und der oberen Sedimentschicht.
Die Erdkruste lässt sich am besten bis zu einer Tiefe von 20 km untersuchen. Basierend auf den Ergebnissen der Analyse zahlreicher Proben von Gesteinen und Mineralien, die bei Gebirgsbildungsprozessen an die Erdoberfläche gelangten, sowie aus Bergwerken und Tiefbohrlöchern, wurde die durchschnittliche Zusammensetzung der chemischen Elemente der Erdkruste ermittelt Wurde berechnet.
Die Grenzschicht, die den Erdmantel und die Erdkruste trennt, wird zu Ehren des kroatischen Wissenschaftlers A. Mohorovicic Mohorovicic-Grenze oder Moho-Oberfläche genannt. Im Jahr 1909 wies er als Erster auf die charakteristische Beherrschung seismischer Wellen beim Überschreiten einer Grenze hin, die auf der ganzen Welt in einer Tiefe von 5 bis 70 km zu verfolgen sind.
Der Erdmantel liegt tief unter der Erde und selbst die tiefsten Bohrlöcher reichen nicht bis dorthin. Aber manchmal, wenn Gase die Erdkruste durchbrechen, entstehen sogenannte Kimberlitrohre. Durch sie gelangen Mantelgesteine und Mineralien an die Oberfläche. Das bekannteste davon ist der Diamant, das tiefste Fragment unseres Planeten, das wir untersuchen können. Dank solcher Röhren können wir die Struktur des Erdmantels beurteilen.
Das Kimberlitrohr in Jakutien, wo Diamanten abgebaut werden, wird seit langem entwickelt. Anstelle dieser Rohre wurden riesige Steinbrüche gebaut. Ihr Name stammt von der Stadt Kimberley in Südafrika.
Bis vor kurzem basierten Vorstellungen über die Dicke der Erdkruste unter dem Meeresboden auf eher seltenen seismischen Profilen von Tiefenstrukturstudien.
Einige Daten zur möglichen Dicke der Kruste unter dem Meeresboden wurden von V. F. Bonchkovsky auf der Grundlage der Untersuchung von Oberflächenwellen von Erdbeben gewonnen.
R. M. Demenitskaya, der eine neue Methode zur Bestimmung der Dicke der Erdkruste entwickelt hatte, basierend auf ihren bekannten Zusammenhängen mit Schwerkraftanomalien (in der Bouguer-Reduktion) und mit dem Relief der Erdoberfläche, erstellte schematische Karten der Verteilung der Dicke von die Erdkruste der Kontinente und Ozeane. Diesen Karten zufolge ist die Dicke der Erdkruste in den Ozeanen wie folgt.
Im Atlantischen Ozean variiert die Dicke der Kruste innerhalb der kontinentalen Untiefen zwischen 35 und 25 km. Es unterscheidet sich nicht von dem in den angrenzenden Teilen des Kontinents, da sich die kontinentalen Strukturen direkt auf dem Schelf fortsetzen. Im Bereich des Kontinentalhangs nimmt die Dicke der Kruste mit zunehmender Tiefe von 25–15 km im oberen Teil des Hangs auf 15–10 und sogar weniger als 10 km im unteren Teil ab. Der Boden der Becken des Atlantischen Ozeans ist durch eine Kruste von geringer Dicke gekennzeichnet – von 2 bis 7 km, aber dort, wo sie Unterwasserkämme oder -plateaus bildet, erhöht sich ihre Dicke auf 15–25 km (Bermuda-Unterwasserplateau, Telegraphenplateau). .
Ein ähnliches Bild sehen wir im arktischen Becken des Arktischen Ozeans mit einer Krustendicke von 15 bis 25 km; nur in seinen zentralen Teilen beträgt sie weniger als 10-5 km. Im Scandic Basin unterscheidet sich die Krustendicke (15 bis 25 km) von der für ozeanische Becken typischen. Am Kontinentalhang verändert sich die Dicke der Kruste auf die gleiche Weise wie im Atlantischen Ozean. Wir sehen die gleiche Analogie in der Kruste der kontinentalen Untiefen des Arktischen Ozeans mit einer Krustendicke von 25 bis 35 km; es verdickt sich in der Laptewsee sowie in angrenzenden Teilen des Kara- und Ostsibirischen Meeres und weiter auf dem Lomonossow-Rücken.
Es ist möglich, dass die Zunahme der Krustendicke hier mit der Ausbreitung junger – mesozoischer Faltstrukturen zusammenhängt.
Im Indischen Ozean gibt es im Kanal von Mosambik und teilweise östlich von Madagaskar bis einschließlich des Seychellenrückens eine relativ dicke Kruste (mehr als 25 km). Der Rücken des Mittelindischen Ozeans unterscheidet sich in der Krustendicke nicht vom Mittelatlantischen Rücken. Der südliche Teil des Arabischen Meeres und der Golf von Bengalen zeichnen sich trotz ihres vergleichsweise jungen Alters durch eine relativ dünne Kruste aus.
Die Dicke der Erdkruste im Pazifischen Ozean ist durch bestimmte Merkmale gekennzeichnet. Im Bering- und Ochotskischen Meer ist die Kruste mehr als 25 km dick. Lediglich im südlichen Tiefwasserteil des Beringmeeres ist es dünner. Im Japanischen Meer nimmt die Mächtigkeit stark ab (auf 10–15 km), in den Meeren Indonesiens nimmt sie wieder zu (mehr als 25 km) und bleibt weiter südlich – bis einschließlich des Arafura-Meeres – gleich. Im westlichen Teil des Pazifischen Ozeans, direkt angrenzend an den Gürtel geosynklinaler Meere, überwiegen Mächtigkeiten von 7 bis 10 km, in einigen Senken des Meeresbodens sinken sie jedoch auf 5 km, während sie in Gebieten mit Seebergen und Inseln auf 10-15 und oft bis zu 20-25 km.
Im zentralen Teil des Pazifischen Ozeans – der Region der tiefsten Becken, wie auch in anderen Ozeanen – ist die Dicke der Kruste am geringsten – sie liegt zwischen 2 und 7 km. In einigen Vertiefungen des Meeresbodens ist die Kruste dünner. In den höchsten Teilen des Meeresbodens – auf den mittleren Unterwasserrücken und angrenzenden Räumen – erhöht sich die Dicke der Kruste auf 7–10 km. Die gleichen Krustendicken sind charakteristisch für die östlichen und südöstlichen Teile des Ozeans entlang des Streichens der südpazifischen und ostpazifischen Rücken sowie für das Unterwasser-Albatros-Plateau.
Von R. M. Demenitskaya zusammengestellte Karten der Dicke der Erdkruste geben einen Eindruck von der Gesamtdicke der Erdkruste. Um die Struktur der Kruste zu klären, müssen Sie auf Daten zurückgreifen, die durch seismische Untersuchungen gewonnen wurden.
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Die Erdkruste im wissenschaftlichen Sinne ist der oberste und härteste geologische Teil der Hülle unseres Planeten.
Die wissenschaftliche Forschung ermöglicht es uns, es gründlich zu untersuchen. Dies wird durch wiederholtes Bohren von Brunnen sowohl auf Kontinenten als auch auf dem Meeresboden erleichtert. Die Struktur der Erde und der Erdkruste in verschiedenen Teilen des Planeten unterscheidet sich sowohl in der Zusammensetzung als auch in den Eigenschaften. Die obere Grenze der Erdkruste ist das sichtbare Relief und die untere Grenze ist die Trennzone der beiden Umgebungen, die auch als Mohorovicic-Oberfläche bekannt ist. Sie wird oft einfach als „M-Grenze“ bezeichnet. Diesen Namen erhielt es dank des kroatischen Seismologen Mohorovicic A. Viele Jahre lang beobachtete er die Geschwindigkeit seismischer Bewegungen in Abhängigkeit von der Tiefenstufe. 1909 stellte er die Existenz eines Unterschieds zwischen der Erdkruste und dem heißen Erdmantel fest. Die M-Grenze liegt auf dem Niveau, auf dem die Geschwindigkeit seismischer Wellen von 7,4 auf 8,0 km/s ansteigt.
Bei der Untersuchung der Hüllen unseres Planeten sind Wissenschaftler zu interessanten und sogar verblüffenden Schlussfolgerungen gelangt. Aufgrund ihrer Strukturmerkmale ähnelt die Erdkruste denselben Bereichen auf Mars und Venus. Mehr als 90 % seiner Bestandteile sind Sauerstoff, Silizium, Eisen, Aluminium, Kalzium, Kalium, Magnesium und Natrium. In verschiedenen Kombinationen miteinander verbindend, bilden sie homogene physikalische Körper – Mineralien. Sie können in unterschiedlichen Konzentrationen in Gesteinen enthalten sein. Die Struktur der Erdkruste ist sehr heterogen. Somit sind Gesteine in einer verallgemeinerten Form Aggregate mit mehr oder weniger konstanter chemischer Zusammensetzung. Dies sind unabhängige geologische Körperschaften. Sie bedeuten einen klar abgegrenzten Bereich der Erdkruste, der innerhalb seiner Grenzen denselben Ursprung und dasselbe Alter aufweist.
1. Eruptiv. Der Name spricht für sich. Sie entstehen aus abgekühltem Magma, das aus den Mündungen antiker Vulkane fließt. Die Struktur dieser Gesteine hängt direkt von der Geschwindigkeit der Lavaerstarrung ab. Je größer es ist, desto kleiner sind die Kristalle der Substanz. Granit zum Beispiel entstand in der Dicke der Erdkruste, und Basalt entstand durch das allmähliche Ausströmen von Magma auf seine Oberfläche. Die Vielfalt solcher Rassen ist recht groß. Wenn wir uns die Struktur der Erdkruste ansehen, sehen wir, dass sie zu 60 % aus magmatischen Mineralien besteht.
2. Sedimentär. Hierbei handelt es sich um Gesteine, die durch die allmähliche Ablagerung von Fragmenten bestimmter Mineralien an Land und am Meeresboden entstanden sind. Dabei kann es sich um lose Bestandteile (Sand, Kieselsteine), verkittete Bestandteile (Sandstein), Reste von Mikroorganismen (Kohle, Kalkstein) oder Produkte chemischer Reaktionen (Kaliumsalz) handeln. Sie machen auf den Kontinenten bis zu 75 % der gesamten Erdkruste aus.
Nach der physiologischen Entstehungsmethode werden Sedimentgesteine eingeteilt in:
3. Metamorphe Gesteine. Andere Komponenten können in sie umgewandelt werden. Dies geschieht unter dem Einfluss wechselnder Temperatur, hohem Druck, Lösungen oder Gasen. Beispielsweise kann man aus Kalkstein Marmor, aus Granit Gneis und aus Sand Quarzit gewinnen.
Mineralien und Gesteine, die der Mensch in seinem Leben aktiv nutzt, werden Mineralien genannt. Was sind Sie?
Dabei handelt es sich um natürliche Mineralformationen, die Einfluss auf die Struktur der Erde und der Erdkruste haben. Sie können sowohl in natürlicher Form als auch durch Verarbeitung in der Landwirtschaft und Industrie eingesetzt werden.
Abhängig von ihrem Aggregatzustand und ihrer Aggregation können Mineralien in folgende Kategorien eingeteilt werden:
Je nach Zusammensetzung und Anwendungsmerkmalen werden unterschieden:
Die Verteilung der Mineralien auf unserem Planeten hängt direkt von äußeren Faktoren und geologischen Mustern ab.
Daher werden Brennstoffmineralien hauptsächlich in Öl-, Gas- und Kohlebecken abgebaut. Sie sind sedimentären Ursprungs und bilden sich auf den Sedimentdecken von Plattformen. Öl und Kohle kommen selten gemeinsam vor.
Erzmineralien entsprechen am häufigsten dem Grundgestein, den Überhängen und den gefalteten Bereichen der Plattformplatten. An solchen Stellen können riesige Gürtel entstehen.
Der äußere Kern befindet sich in geschmolzenem Zustand und hat eine noch größere Kraft als der innere. Letzteres steht unter enormem Druck. Die Stoffe, aus denen es besteht, befinden sich in einem dauerhaft festen Zustand.
Die Geosphäre der Erde umgibt den Kern und macht etwa 83 Prozent der gesamten Oberfläche unseres Planeten aus. Die untere Grenze des Erdmantels liegt in einer riesigen Tiefe von fast 3000 km. Diese Schale ist herkömmlicherweise in einen weniger plastischen und dichten oberen Teil (aus diesem entsteht Magma) und einen unteren kristallinen Teil mit einer Breite von 2000 Kilometern unterteilt.
Um darüber zu sprechen, aus welchen Elementen die Lithosphäre besteht, müssen wir einige Konzepte angeben.
Die Erdkruste ist die äußerste Hülle der Lithosphäre. Seine Dichte beträgt weniger als die Hälfte der durchschnittlichen Dichte des Planeten.
Die Erdkruste wird vom Erdmantel durch die bereits oben erwähnte Grenze M getrennt. Da sich die in beiden Bereichen ablaufenden Prozesse gegenseitig beeinflussen, wird ihre Symbiose üblicherweise als Lithosphäre bezeichnet. Es bedeutet „Steinschale“. Seine Leistung reicht von 50 bis 200 Kilometern.
Unterhalb der Lithosphäre befindet sich die Asthenosphäre, die eine weniger dichte und viskose Konsistenz aufweist. Seine Temperatur beträgt etwa 1200 Grad. Ein einzigartiges Merkmal der Asthenosphäre ist die Fähigkeit, ihre Grenzen zu überschreiten und in die Lithosphäre einzudringen. Es ist die Quelle des Vulkanismus. Hier gibt es geschmolzene Magmataschen, die die Erdkruste durchdringen und an die Oberfläche ergießen. Durch die Untersuchung dieser Prozesse konnten Wissenschaftler viele erstaunliche Entdeckungen machen. So wurde die Struktur der Erdkruste untersucht. Die Lithosphäre entstand vor vielen tausend Jahren, doch auch heute noch finden in ihr aktive Prozesse statt.
Im Vergleich zu Mantel und Kern ist die Lithosphäre eine harte, dünne und sehr zerbrechliche Schicht. Es besteht aus einer Stoffkombination, in der bisher mehr als 90 chemische Elemente entdeckt wurden. Sie sind heterogen verteilt. 98 Prozent der Masse der Erdkruste besteht aus sieben Komponenten. Dies sind Sauerstoff, Eisen, Kalzium, Aluminium, Kalium, Natrium und Magnesium. Die ältesten Gesteine und Mineralien sind über 4,5 Milliarden Jahre alt.
Durch die Untersuchung der inneren Struktur der Erdkruste können verschiedene Mineralien identifiziert werden.
Ein Mineral ist eine relativ homogene Substanz, die sowohl im Inneren als auch auf der Oberfläche der Lithosphäre vorkommt. Dies sind Quarz, Gips, Talk usw. Gesteine bestehen aus einem oder mehreren Mineralien.
Dieser Teil der Lithosphäre besteht hauptsächlich aus Basaltgestein. Die Struktur der ozeanischen Kruste wurde nicht so gründlich untersucht wie die kontinentale Kruste. Die Theorie der Plattentektonik erklärt, dass die ozeanische Kruste relativ jung ist und die jüngsten Teile davon in den späten Jura datiert werden können.
Seine Dicke ändert sich im Laufe der Zeit praktisch nicht, da sie durch die Menge der aus dem Mantel in der Zone der mittelozeanischen Rücken freigesetzten Schmelze bestimmt wird. Sie wird maßgeblich von der Tiefe der Sedimentschichten am Meeresboden beeinflusst. In den ausgedehntesten Gebieten beträgt sie 5 bis 10 Kilometer. Diese Art von Erdhülle gehört zur ozeanischen Lithosphäre.
Die Lithosphäre interagiert mit der Atmosphäre, der Hydrosphäre und der Biosphäre. Im Syntheseprozess bilden sie die komplexeste und reaktivste Hülle der Erde. In der Tektonosphäre finden Prozesse statt, die die Zusammensetzung und Struktur dieser Schalen verändern.
Die Lithosphäre auf der Erdoberfläche ist nicht homogen. Es besteht aus mehreren Schichten.
Die Oberflächenschicht wird durch Sonnenwärme erwärmt. Dies ist die heliometrische Hülle. Es unterliegt saisonalen Temperaturschwankungen. Die durchschnittliche Dicke der Schicht beträgt etwa 30 m.
Darunter befindet sich eine Schicht, die noch dünner und fragiler ist. Seine Temperatur ist konstant und entspricht ungefähr der durchschnittlichen Jahrestemperatur dieser Region des Planeten. Je nach Kontinentalklima nimmt die Tiefe dieser Schicht zu.
Noch tiefer in der Erdkruste liegt eine weitere Ebene. Dies ist eine geothermische Schicht. Die Struktur der Erdkruste lässt ihre Anwesenheit zu, und ihre Temperatur wird durch die innere Wärme der Erde bestimmt und nimmt mit der Tiefe zu.
Der Temperaturanstieg entsteht durch den Zerfall radioaktiver Stoffe, die in Gesteinen enthalten sind. Dies sind zunächst einmal Radium und Uran.
Geometrischer Gradient – das Ausmaß des Temperaturanstiegs in Abhängigkeit vom Grad der Zunahme der Schichttiefe. Dieser Parameter hängt von verschiedenen Faktoren ab. Die Struktur und Art der Erdkruste wird ebenso beeinflusst wie die Zusammensetzung der Gesteine, die Höhe und die Bedingungen ihres Vorkommens.
Die Wärme der Erdkruste ist eine wichtige Energiequelle. Seine Studie ist heute sehr relevant.
1. Statistik: Lehrbuch / A.V. Bagat et al.; bearbeitet von V.M. Simchers. – M.: Finanzen und Statistik, 2007. – 368 S.
2. Statistik: Lehrbuch / I.I. Eliseeva und andere; bearbeitet von I.I. Eliseeva. – M.: Higher Education, 2008. - 566 S.
3. Statistiktheorie: Lehrbuch für Universitäten / R.A. Shmoilova und andere; bearbeitet von R.A. Schmoilova. - M.: Finanzen und Statistik, 2007. – 656 S.
4. Shmoilova R.A. Workshop zur Theorie der Statistik: Lehrbuch für Universitäten / R.A. Shmoilova und andere; bearbeitet von R.A. Schmoilova. - M.: Finanzen und Statistik, 2007. – 416 S.
Struktur der Erde und der Erdkruste. Dimensionen der Erde. Kern, Mantel, Kruste. Ihre Größe und Struktur.
Struktur der Erde
Der Aufbau der Erde und der Erdoberfläche ist so beschaffen, dass ihre Form einem langgestreckten Ellipsoid – es handelt sich um eine Kugelform mit Verdickungen am Äquator – nahe kommt und von diesem um bis zu 100 Meter abweicht. Der durchschnittliche Durchmesser der Erde beträgt 12.742 km. Wissenschaftler haben die ungefähre Masse der Erde ermittelt. Es beträgt 5,98 × 1024 kg. Bei der Untersuchung der Erdoberfläche kamen Wissenschaftler zu dem Schluss, dass unser Planet hauptsächlich aus Eisen (32,1 %), Sauerstoff (30,1 %), Silizium (15,1 %) und Magnesium (13,9 %) besteht. Schwefel (2,9 %), Nickel (1,8 %), Kalzium (1,5 %) und Aluminium (1,4 %) sowie andere Elemente machen 1,2 % aus
Das Relief und die Oberfläche der Erde sind sehr vielfältig. Ungefähr 70,8 % der Erdoberfläche sind mit Wasser bedeckt. Die Oberfläche der Erde unter Wasser ist gebirgig. Dies sind ozeanische Rücken und Gräben, Unterwasservulkane und Canyons sowie ozeanische Hochebenen und Tiefseeebenen. Die restlichen 29,2 % sind Land, das aus Bergen, Wüsten, Ebenen usw. besteht.
Im Laufe der Zeit verändert sich die Struktur der Erde und insbesondere ihrer Oberfläche allmählich. Das Relief tektonischer Platten und der Erdkruste entsteht unter dem Einfluss von Niederschlägen, Temperaturschwankungen, chemischen Einflüssen und Witterungseinflüssen. Auch Gletscher, Küstenerosion, Korallenriffe und Meteoriteneinschläge beeinflussen die Struktur der Erde und die Struktur der Erdoberfläche. Und mit der Entwicklung der Zivilisation beeinflusst der Mensch immer mehr die Struktur der Erde, scheinbar außerhalb seiner Kontrolle. Und wahrscheinlich besteht unsere Hauptaufgabe darin, sicherzustellen, dass dieser Einfluss für unseren geliebten Planeten – den Planeten Erde – nicht zerstörerisch wird. Schließlich ist der Mensch dafür verantwortlich, die Natur unseres Planeten zu bewahren, für seine tiefsten Seen und höchsten Berge, für Land und Meer, für alles, was um uns herum passiert.
Erdkruste
Die Erde hat wie die anderen drei terrestrischen Planeten eine geschichtete innere Struktur. Es handelt sich um einen metallischen Kern, der von harten Silikatschalen (extrem viskoser Mantel und Kruste) umgeben ist. Der äußere Teil des Metallkerns ist flüssig und der innere Teil ist fest. Der Kern besteht aus einer Eisen-Nickel-Legierung gemischt mit anderen Elementen. Die Erdkruste ist der obere Teil der festen Hülle. Die Dicke der Erdkruste reicht von 6 km unter dem Ozean bis zu 30–50 km auf den Kontinenten. Im Aufbau der Erde gibt es zwei Arten von Erdkrusten – die kontinentale Erdkruste und die ozeanische Erdkruste. Die kontinentale Kruste besteht aus drei geologischen Schichten: Sedimentbedeckung, Granit und Basalt. Die ozeanische Kruste besteht hauptsächlich aus Gesteinen mit einfacher Zusammensetzung und einer Sedimentbedeckung. Der extrem viskose Mantel ist die Silikathülle des Planeten und besteht hauptsächlich aus Gesteinen, die aus Silikaten von Magnesium, Eisen, Kalzium usw. bestehen. Im Aufbau der Erde beträgt der Anteil des Erdmantels etwa 67 % der Erdmasse und etwa 83 % ihres Volumens. Die Tiefe des Erdmantels beträgt 5 bis 70 km unterhalb der Grenze zur Erdkruste, bis zur Grenze zum Metallkern in einer Tiefe von 2900 km. Der Mantel ist normalerweise in Ober- und Untermantel unterteilt. Oberhalb der Grenze von 660 Kilometern liegt der obere Erdmantel und darunter natürlich der untere Erdmantel. Diese beiden Teile des Mantels unterscheiden sich in Zusammensetzung, Struktur und physikalischen Eigenschaften voneinander. Es ist bekannt, dass der obere Erdmantel während der gesamten Entstehungszeit der Erde erhebliche Veränderungen erfahren hat und auch die Entstehung der Erdkruste hervorgebracht hat. Der untere Erdmantel wurde viel weniger untersucht, aber es gibt allen Grund zu der Annahme, dass sich seine Zusammensetzung seit der Entstehung der Erdstruktur weitaus weniger verändert hat.
3. Struktur der Erdkruste. Muscheln der Erde. Elemente der geologischen Umgebung.
Die Erde hat 6 Hüllen: Atmosphäre, Hydrosphäre, Biosphäre, Lithosphäre, Pyrosphäre und Zentrosphäre. Die Atmosphäre ist die äußere Gashülle der Erde. Seine untere Grenze verläuft entlang der Lithosphäre und Hydrosphäre, seine obere Grenze liegt auf einer Höhe von 1000 km. Die Atmosphäre ist in Troposphäre (bewegte Schicht), Stratosphäre (Schicht über der Troposphäre) und Ionosphäre (obere Schicht) unterteilt. Die durchschnittliche Höhe der Troposphäre beträgt 10 km. Seine Masse macht 75 % der Gesamtmasse der Atmosphäre aus. Die Luft der Troposphäre bewegt sich sowohl in horizontaler als auch in vertikaler Richtung. Die Stratosphäre erhebt sich 80 km über die Troposphäre. Seine Luft, die sich nur in horizontaler Richtung bewegt, bildet noch höhere Schichten, die ihren Namen aufgrund der Tatsache erhalten, dass ihre Luft unter dem Einfluss von ultravioletter und kosmischer Strahlung ständig ionisiert wird. Die Hydrosphäre nimmt 71 % der Erdoberfläche ein Oberfläche. Sonnenlicht dringt bis zu einer Tiefe von 200 m und ultraviolette Strahlen bis zu einer Tiefe von 800 m ein. Die Biosphäre oder Lebenssphäre verschmilzt mit der Atmosphäre, der Hydrosphäre und der Lithosphäre. Seine obere Grenze reicht bis in die oberen Schichten der Troposphäre, die untere Grenze verläuft entlang des Bodens der Ozeanbecken. Die Biosphäre gliedert sich in die Sphäre der Pflanzen (über 500.000 Arten) und die Sphäre der Tiere (über 1.000.000 Arten). Die Lithosphäre ist die felsige Hülle der Erde – von 40 bis 100 km Dicke. Es umfasst Kontinente, Inseln und den Meeresgrund. Die durchschnittliche Höhe der Kontinente über dem Meeresspiegel: Antarktis – 2200 m, Asien – 960 m, Afrika – 750 m, Nordamerika – 720 m, Südamerika – 590 m, Europa – 340 m, Australien – 340 m Es gibt eine Pyrosphäre – eine feurige Hülle der Erde. Seine Temperatur steigt pro 33 m Tiefe um etwa 1 °C. Gesteine in großen Tiefen befinden sich aufgrund der hohen Temperaturen und des hohen Drucks wahrscheinlich in einem geschmolzenen Zustand. Die Zentrosphäre oder der Erdkern befindet sich in einer Tiefe von 1800 km. Exogene und endogene Prozesse verändern kontinuierlich die feste Oberfläche unseres Planeten, was wiederum einen aktiven Einfluss auf die Biosphäre der Erde hat.
Nr. 5 Gesteinsbildende Mineralien. Definition und Klassifizierung.
Gesteinsbildende Mineralien sind natürliche physikalisch-chemische Verbindungen, die bei endogenen und exogenen Prozessen entstehen. Mineralien werden nach mehreren Parametern klassifiziert: Entstehung, Kristallform usw. Am häufigsten wird die Klassifizierung nach der chemischen Zusammensetzung verwendet. 1) native Elemente (Diamant, Graphit, Gold, Kupfer, Schwefel, Kies); 2) Sulfide (Pyrit, Stibnit, Bleiglanz); 3) Halogene (Halit, Kryolith, Sylvit); 4) Oxide und Hydroxide (Quarz, Opal, Limonit); 5) Carbonate, Borate, Nitrate (Calcit, Dolomit, Lapislazuli); 6) Sulfate (Gips, Anhydrid); 7)Phosphate (Apatit); 8) Silikate (Talk, Chlorit). Um den Namen gesteinsbildender Mineralien zu bestimmen, ist es notwendig, ihre chemische Zusammensetzung zu bestimmen, d.h. chemische Formel, was ihren Namen bedeutet.
Nr. 6. Genetische Klassifizierung von Gesteinen. Eigenschaften von magmatischen, metamorphen und sedimentären Gesteinen. Grundsätze der Klassifizierung in jeder Gruppe.
Die genetische Klassifizierung von Gesteinen berücksichtigt die Bedingungen ihrer Entstehung, die die Struktur und damit die Eigenschaften der Gesteine vorgeben. Gemäß dieser Klassifizierung werden folgende Gesteinsarten unterschieden: magmatisch – primär, gebildet beim Abkühlen von Magma; - sedimentär - sekundär, entstanden durch Verwitterung magmatischer Gesteine; - metamorphisch - sedimentäre und magmatische Gesteine, die ihre Struktur und Eigenschaften durch langfristige physikalische und chemische Prozesse verändert haben, die unter dem Einfluss hoher Drücke, Temperaturen und mineralisierter Wässer während ihres Aufenthalts in der Erdkruste ablaufen.
1. Eruptiv – Dies sind Gesteine, die direkt aus Magma (einer geschmolzenen Masse mit überwiegend silikatischer Zusammensetzung, die in den tiefen Zonen der Erde gebildet wird) durch dessen Eintritt in die oberen Horizonte der Erde, Abkühlung und Erstarrung gebildet werden. Abhängig von den Erstarrungsbedingungen werden intrusive (tiefe) Gesteine (Granite, Diorite, Syenite) und effusive (extrusive) Gesteine (Basalte, Diabas, Andesite) unterschieden. Die chemische Klassifizierung basiert auf dem Anteil an Kieselsäure (SiO2) im Gestein. Nach diesem Indikator werden saure (leichte), mittlere und basische Gesteine unterschieden. Je mehr SiO2 im Gestein ist, desto leichter ist es.
2. Sedimentgesteine – Gesteine, die durch Ablagerung von Stoffen in der aquatischen Umwelt, seltener aus der Luft und als Folge der Aktivität von Gletschern auf der Landoberfläche, in Meeres- und Ozeanbecken entstanden sind. Niederschlag kann mechanisch (unter dem Einfluss der Schwerkraft und Änderungen in der Dynamik der Umgebung), chemisch (aus wässrigen Lösungen, wenn sie Sättigungskonzentrationen erreichen und als Ergebnis von Stoffwechselreaktionen) und auch biogen (unter dem Einfluss der lebenswichtigen Aktivität) erfolgen von Organismen). Gesteine, die nur durch physikalische Verwitterung bereits vorhandener Gesteine entstanden sind, werden als klastische Gesteine bezeichnet (unterteilt in zementierte (Sandstein, Konglomerat, Brekzien) und unverfestigte (Felsbrocken, Kieselsteine, Kies, Sand und Staub)). Durch vorherrschende chemische Verwitterung entstanden chemische Sedimentgesteine (Kalkstein, Gips, Steinsalz). Tongesteine, bei deren Entstehung die Prozesse der physikalischen und chemischen Verwitterung eine große Rolle spielen (weichbindig, felsig). organisches Gestein, das zu einem wesentlichen Teil aus Pflanzenresten und Skeletten oder Schalen von Organismen besteht (Kreide, Torf, Anthrazit).
3. Metamorphe Gesteine – entstehen, wenn die ursprünglichen (Mutter-)Gesteine hohen Drücken, Temperaturen und Chemikalien ausgesetzt werden. Wirkstoffe. Arten der Metamorphose: 1) regional (verbunden mit dem Eintauchen ganzer Regionen der Erdkruste in Gebiete mit hohem Druck und hoher Temperatur). Es bilden sich Schiefer, Gneise und Quarzite. 2) Kontakt (verbunden mit den Auswirkungen des magmatischen Eindringens in die Erdkruste: Das Wirtsgestein wird sowohl von der hohen Temperatur des Magmas als auch von den darin enthaltenen chemisch aktiven Substanzen beeinflusst). Es bilden sich Skarne, Greisen und sekundäre Quarzite. 3) kataklastisch (tritt auf, wenn zwei Krustenblöcke relativ zueinander gleiten). Es bilden sich Brekzien, Kataklasite und Limonite.
Der Kreislauf der mineralischen Materie auf dem Planeten. Eigenschaften von magmatischen, metamorphen und sedimentären Gesteinen.
Magmatische Gesteine sind Gesteine, die direkt aus Magma (einer geschmolzenen Masse mit überwiegend silikatischer Zusammensetzung, die sich in den tiefen Zonen der Erde bildet) durch dessen Eintritt in die oberen Horizonte der Erde, Abkühlung und Erstarrung gebildet werden. Abhängig von den Erstarrungsbedingungen werden intrusive (tiefe) und effusive (ergossene) Gesteine unterschieden. Magmatische Gesteine (intrusiv und effusiv) werden nach Kristallgröße, Textur, chemischer Zusammensetzung oder Herkunft klassifiziert. Sie bestehen hauptsächlich aus Siliziumoxid und werden je nach Gehalt in fünf Gruppen eingeteilt: ultrasauer (mehr als 70 % SiO 2), sauer (65–70 %), mittel (52–65 %), basisch (45–52). %) und ultrabasisch (bis zu 45 %). Durch die vollständige Kristallisation der magmatischen Schmelze entstehen Intrusivgesteine. Sie entstehen tief im Erdinneren (von 5 bis 40 km) über einen langen Zeitraum hinweg bei relativ konstanter Temperatur und konstantem Druck. Die häufigsten Intrusivgesteine sind Granite, Diorite, Gabbros und Syenite. Ergussgesteine entstehen durch das Ausströmen vulkanischer Lava auf die Erdoberfläche oder im Erdinneren unter oberflächennahen Bedingungen (bis zu 5 km). Die häufigsten Ergussgesteine sind Basalte, Diabas, Andesite, basaltische Andesite, Rhyolithe, Dazite und Trachyte. Je nach Grad der sekundären Veränderungen werden Intrusivgesteine in kenotypische, „junge“, unveränderte und paläotypische, „alte“, in dem einen oder anderen Grad veränderte und hauptsächlich unter dem Einfluss der Zeit rekristallisierte Gesteine eingeteilt. Zu den Ergussgesteinen zählen auch vulkanogen-klastische Gesteine, die bei Vulkanausbrüchen entstanden sind und aus verschiedenen Fragmenten von Pyroklastiten (Tuff, Vulkanbrekzien) bestehen. Solche Gesteine werden pyroklastisch genannt. Die chemische Klassifizierung basiert auf dem Anteil an Kieselsäure (SiO 2) im Gestein. Nach diesem Indikator werden ultrasaure, saure, mittlere, basische und ultrabasische Gesteine unterschieden, was bei der Beschreibung der chemischen Zusammensetzung magmatischer Gesteine ausführlich beschrieben wird. Je mehr SiO 2 im Gestein vorhanden ist, desto leichter ist es. Vorkommensformen von Intrusivgesteinen: Der Eintrag von Magma in verschiedene Gesteine, aus denen die Erdkruste besteht, führt zur Bildung von Intrusivkörpern (Intrusive, Intrusivmassive, Plutons). Je nachdem, wie intrusive Körper mit ihren Wirtsgesteinen interagieren, werden sie unterschieden: Konkordante (konkordante) Intrusivkörper, eingebettet zwischen Schichten von Wirtsgesteinen (die Form solcher Körper hängt von der Faltstruktur des Wirtsgesteins ab). Diskordant (disharmonisch), also solche, die die geschichteten Wirtsschichten durchbrechen und schneiden und eine Form haben, die nicht von der Struktur der letzteren abhängt. Unter den Konsonanten gibt es: Laccolithen, Lopolithen, Fakolithen, Ethmolithen, Bismaliten, Schwellern; Unter den Diskordanten: Batholithen, Bestände, Deiche, Apophysen, Chonolithen. Vorkommensformen von Ergussgesteinen: Der Ergussmagmatismus geht mit dem Ergießen von Lava auf die Erdoberfläche einher. Allerdings haben Vulkanausbrüche oft explosiven Charakter, bei dem das Magma nicht ausströmt, sondern explodiert und fein zerkleinerte Kristalle und gefrorene Glaströpfchen – Schmelze – auf die Erdoberfläche fallen. Solche Eruptionen nennt man explosiv (lateinisch „explosio“ – explodieren). Das auf die Oberfläche gegossene Magma bildet verschiedene Ergusskörper, darunter: Lavadecke, Lavastrom, Hals (Schlot), vulkanische (extrusive) Kuppel (Spitze, Nadel) und Diatrem (Explosionsrohr), Vulkankegel, Stratovulkan, Schildvulkan . Je nach Art der Eruptionen unterscheidet man zwischen spalten- bzw. linienförmigen und zentralen Eruptionen, was sich auch in der Form der Körper widerspiegelt. Wie im Relief ausgedrückt, kann das Vorkommen von Ergussgesteinen entweder positiv (Bedeckungen, Flüsse, Schloten, Vulkandome, Diatreme, Vulkankegel, Stratovulkane, Schildvulkane) oder negativ (Krater, Maare, Lavabrunnen, Calderas) sein. Struktur ist eine Reihe von Eigenschaften eines Gesteins, die durch den Kristallinitätsgrad, die Größe und Form der Kristalle, die Art und Weise, wie sie miteinander und mit Glas verbunden sind, sowie durch die äußeren Merkmale einzelner Mineralkörner und ihrer Aggregate bestimmt werden . Die einzelnen Strukturelemente des Gesteins sind Kristalle oder Körner mit runder, prismatischer und anderer Form, Mikrolite, Kristallite, Gläser. Je nach Kristallinitätsgrad kann die Struktur magmatischer Gesteine wie folgt aussehen: Vollkristallin(Es gibt kein Glas im Gestein, das Gestein besteht nur aus Kristallen); Teilweise kristallin(im Gestein befinden sich Kristalle, Einschlüsse und Glas); Glasig(Im Gestein überwiegt Glas). Anhand der Korngröße werden folgende Strukturen unterschieden: Riesiges Granulat(Korndurchmesser mehr als 20 mm); Grobkorn(mit Kristallkörnern von 5 bis 20 mm); Mittlere Körnung(mit Körnern von 1 bis 5 mm); Feinkörnig(Korndurchmesser< 1 мм) макроскопически различима;Afanitovaya(Körner sind nur unter dem Mikroskop sichtbar). Basierend auf der Anordnung der Mineralkörner in einem Gestein können Strukturen entweder gleichmäßig körnig (Mineralkörner sind ähnlich groß) oder ungleichmäßig körnig (Körner unterscheiden sich in der Größe) sein. Ein Beispiel für eine unregelmäßige Körnung ist eine Porphyrstruktur. Aufgrund der Anordnung der Mineralkörner wird auch eine Pegmatitstruktur unterschieden, wenn die Körner eines Minerals regelmäßige Verwachsungen eines anderen Minerals enthalten.
Metamorphe Gesteine sind Gesteine, die in der Dicke der Erdkruste durch Veränderungen (Metamorphose) von Sediment- und Eruptivgesteinen aufgrund von Veränderungen der physikalisch-chemischen Bedingungen entstehen. Durch die Bewegungen der Erdkruste werden Sedimentgesteine und magmatische Gesteine hohen Temperaturen, hohen Drücken und verschiedenen Gas- und Wasserlösungen ausgesetzt und beginnen sich zu verändern. Da das Ausgangsmaterial metamorpher Gesteine Sediment- und magmatische Gesteine sind, müssen ihre Vorkommensmuster mit den Vorkommensmustern dieser Gesteine übereinstimmen. So bleibt auf der Basis von Sedimentgesteinen die stratale Vorkommensform und auf der Basis von magmatischen Gesteinen die Form von Intrusionen bzw. Überdeckungen erhalten. Dies wird manchmal verwendet, um ihre Herkunft zu bestimmen. Wenn also ein metamorphes Gestein aus Sedimentgestein stammt, erhält es das Präfix para- (z. B. Paragneise), und wenn es auf Kosten von magmatischem Gestein entstanden ist, erhält es das Präfix ortho- (z. B. Orthogneise). . Die chemische Zusammensetzung metamorpher Gesteine ist vielfältig und hängt in erster Linie von der Zusammensetzung der ursprünglichen Gesteine ab. Die Zusammensetzung kann jedoch von der Zusammensetzung der ursprünglichen Gesteine abweichen, da es während des Metamorphoseprozesses zu Veränderungen unter dem Einfluss von Substanzen kommt, die durch wässrige Lösungen und metasomatische Prozesse eingebracht werden.
Auch die Mineralzusammensetzung metamorpher Gesteine ist vielfältig und kann aus einem einzelnen Mineral wie Quarz (Quarzit) oder Calcit (Marmor) oder vielen komplexen Silikaten bestehen. Die wichtigsten gesteinsbildenden Mineralien sind Quarz, Feldspäte, Glimmer, Pyroxene und Amphibole. Daneben gibt es typischerweise metamorphe Mineralien: Granate, Andalusit, Disthen, Sillimanit, Cordierit, Skapolit und einige andere. Charakteristisch, insbesondere für schwach metamorphisierte Gesteine, sind Talk, Chlorite, Aktinolith, Epidot, Zoisit und Carbonate.
Die physikalisch-chemischen Bedingungen für die Bildung metamorpher Gesteine, bestimmt durch Geobarothermometrie-Methoden, sind sehr hoch. Sie reichen von 100–300 °C bis 1000–1500 °C und von den ersten zehn Balken bis zu 20–30 kbar. Textur metamorpher Gesteine: Slantsevaya: Blättrige, schuppige und lamellare Mineralien sind in metamorphen Gesteinen weit verbreitet, was mit ihrer Anpassung an die Kristallisation unter Hochdruckbedingungen zusammenhängt. Dies drückt sich in der Schieferung von Gesteinen aus, die dadurch gekennzeichnet ist, dass die Gesteine in dünne Kacheln und Platten zerfallen. Gebändert- Wechsel von Bändern unterschiedlicher Mineralzusammensetzung (z. B. in Cypoline), die durch die Vererbung der Texturen von Sedimentgesteinen entstehen. Gefleckt- das Vorhandensein von Flecken im Gestein, die sich in Farbe, Zusammensetzung und Witterungsbeständigkeit unterscheiden. Fest- mangelnde Orientierung gesteinsbildender Mineralien. Eisstockschießen- wenn sich das Gestein unter Druckeinwirkung in kleinen Falten sammelt. Amygdala- dargestellt durch mehr oder weniger runde oder ovale Aggregate inmitten einer schieferhaltigen Gesteinsmasse. Katastrophal- gekennzeichnet durch Fragmentierung und Verformung von Mineralien.
Sedimentgesteine (SRP) sind Gesteine, die unter thermodynamischen Bedingungen existieren, die für den Oberflächenteil der Erdkruste charakteristisch sind, und durch Wiederablagerung von Verwitterungsprodukten und Zerstörung verschiedener Gesteine, chemische und mechanische Niederschläge aus Wasser, die lebenswichtige Aktivität von gebildet werden Organismen oder alle drei Prozesse gleichzeitig. An der Bildung von Sedimentgesteinen sind verschiedene geologische Faktoren beteiligt: Zerstörung und Wiederablagerung von Zerstörungsprodukten bereits vorhandener Gesteine, mechanische und chemische Ausfällung aus Wasser sowie die lebenswichtige Aktivität von Organismen. Es kommt vor, dass mehrere Faktoren an der Bildung einer bestimmten Rasse beteiligt sind. Einige Gesteine können jedoch auf unterschiedliche Weise gebildet werden. So können Kalksteine chemischen, biogenen oder klastischen Ursprungs sein. Dieser Umstand führt zu erheblichen Schwierigkeiten bei der Systematisierung von Sedimentgesteinen. Es gibt noch kein einheitliches Schema für ihre Klassifizierung. Verschiedene Klassifikationen von Sedimentgesteinen wurden von J. Lapparan (1923), V. P. Baturin (1932), M. S. Shvetsov (1934), L. V. Pustovalov (1940), V. I. Luchitsky (1948), G. I. Teodorovich (1948), V. M. Strakhov (1960) vorgeschlagen. und andere Forscher. Zur Erleichterung des Studiums wird jedoch eine relativ einfache Klassifizierung verwendet, die auf der Entstehung (Mechanismus und Entstehungsbedingungen) von Sedimentgesteinen basiert. Demnach werden Sedimentgesteine in klastische, chemogene, organogene und gemischte Gesteine unterteilt.
