โครงสร้างภายในของโลก (แกนกลาง เปลือกโลก เปลือกโลก) บทคัดย่อ: โครงสร้างของโลก

วิธีการศึกษาโครงสร้างภายในและองค์ประกอบของโลก

วิธีการศึกษาโครงสร้างภายในและองค์ประกอบของโลกแบ่งได้เป็น 2 กลุ่มหลัก คือ วิธีทางธรณีวิทยา และวิธีธรณีฟิสิกส์ วิธีการทางธรณีวิทยาขึ้นอยู่กับผลการศึกษาโดยตรงของชั้นหินในโขดหิน การทำงานของเหมือง (เหมือง การขุดเจาะ ฯลฯ) และบ่อน้ำ ในเวลาเดียวกันนักวิจัยก็มีวิธีการทั้งหมดในการศึกษาโครงสร้างและองค์ประกอบซึ่งกำหนดรายละเอียดของผลลัพธ์ที่ได้รับในระดับสูง ในขณะเดียวกัน ความสามารถของวิธีการเหล่านี้ในการศึกษาความลึกของโลกนั้นมีจำกัดมาก - บ่อน้ำที่ลึกที่สุดในโลกมีความลึกเพียง -12262 เมตร (Kola Superdeep ในรัสเซีย) แม้แต่ความลึกที่เล็กกว่าก็ยังทำได้เมื่อทำการขุดเจาะ พื้นมหาสมุทร (ประมาณ -1,500 ม. เจาะจากกระดานของเรือวิจัย Glomar Challenger ของอเมริกา) ดังนั้นความลึกไม่เกิน 0.19% ของรัศมีของโลกจึงมีไว้สำหรับการศึกษาโดยตรง

ข้อมูลเกี่ยวกับโครงสร้างเชิงลึกนั้นมาจากการวิเคราะห์ข้อมูลทางอ้อมที่ได้รับ วิธีการทางธรณีฟิสิกส์โดยส่วนใหญ่เป็นรูปแบบของการเปลี่ยนแปลงความลึกในพารามิเตอร์ทางกายภาพต่างๆ (การนำไฟฟ้า ปัจจัยด้านคุณภาพเชิงกล ฯลฯ) ที่วัดระหว่างการวิจัยทางธรณีฟิสิกส์ การพัฒนาแบบจำลองโครงสร้างภายในของโลกขึ้นอยู่กับผลการวิจัยเกี่ยวกับแผ่นดินไหวเป็นหลัก โดยอาศัยข้อมูลเกี่ยวกับรูปแบบการแพร่กระจายของคลื่นแผ่นดินไหว ที่แหล่งกำเนิดของแผ่นดินไหวและการระเบิดที่รุนแรง คลื่นไหวสะเทือน—การสั่นสะเทือนแบบยืดหยุ่น—จะปรากฏขึ้น คลื่นเหล่านี้แบ่งออกเป็นคลื่นปริมาตร - แพร่กระจายในบาดาลของโลกและ "โปร่งใส" พวกมันเหมือนรังสีเอกซ์และคลื่นพื้นผิว - แพร่กระจายขนานกับพื้นผิวและ "สำรวจ" ชั้นบนของดาวเคราะห์ให้มีความลึกหลายสิบถึง หลายร้อยกิโลเมตร
ในทางกลับกัน คลื่นของร่างกายแบ่งออกเป็นสองประเภท - ตามยาวและตามขวาง คลื่นตามยาวซึ่งมีความเร็วการแพร่กระจายสูงเป็นคลื่นแรกที่ถูกบันทึกโดยเครื่องรับแผ่นดินไหว เรียกว่า คลื่นปฐมภูมิ หรือ คลื่นพี ( จากอังกฤษ หลัก - หลัก) คลื่นตามขวางที่ช้ากว่าเรียกว่าคลื่น S ( จากอังกฤษ รอง - รอง). ดังที่ทราบกันว่าคลื่นตามขวางมีคุณสมบัติที่สำคัญ - แพร่กระจายในตัวกลางที่เป็นของแข็งเท่านั้น

คลื่นจะหักเหที่ขอบเขตของสื่อที่มีคุณสมบัติต่างกันและที่ขอบเขตของการเปลี่ยนแปลงคุณสมบัติอย่างรวดเร็วนอกเหนือจากการหักเหแล้วคลื่นสะท้อนและการแลกเปลี่ยนก็เกิดขึ้น คลื่นเฉือนสามารถมีการกระจัดที่ตั้งฉากกับระนาบตกกระทบ (คลื่น SH) หรือการกระจัดที่วางอยู่ในระนาบตกกระทบ (คลื่น SV) เมื่อข้ามขอบเขตของตัวกลางที่มีคุณสมบัติต่างกัน คลื่น SH จะมีการหักเหปกติ และคลื่น SV นอกเหนือจากคลื่น SV ที่หักเหและสะท้อนแล้ว คลื่น P จะกระตุ้นด้วย นี่คือวิธีที่ระบบที่ซับซ้อนของคลื่นแผ่นดินไหวเกิดขึ้น "โปร่งใส" ในลำไส้ของโลก

ด้วยการวิเคราะห์รูปแบบของการแพร่กระจายของคลื่น มันเป็นไปได้ที่จะระบุความไม่เป็นเนื้อเดียวกันในบาดาลของดาวเคราะห์ - หากที่ระดับความลึกหนึ่งการเปลี่ยนแปลงความเร็วของการแพร่กระจายของคลื่นแผ่นดินไหวอย่างกะทันหันการหักเหและการสะท้อนกลับของพวกมันจะถูกบันทึกเราสามารถสรุปได้ว่าที่ ความลึกนี้มีขอบเขตของเปลือกโลกชั้นในซึ่งมีคุณสมบัติทางกายภาพต่างกัน

การศึกษาเส้นทางและความเร็วของการแพร่กระจายของคลื่นแผ่นดินไหวในบาดาลของโลกทำให้สามารถพัฒนาแบบจำลองแผ่นดินไหวของโครงสร้างภายในได้

คลื่นไหวสะเทือนที่แผ่ขยายจากแหล่งกำเนิดแผ่นดินไหวลึกลงสู่พื้นโลก พบกับการเปลี่ยนแปลงความเร็วอย่างกะทันหันที่สำคัญที่สุด ซึ่งหักเหและสะท้อนไปยังส่วนแผ่นดินไหวที่อยู่ระดับความลึก 33 กมและ 2900 กมจากพื้นผิว (ดูรูป) ขอบเขตแผ่นดินไหวที่รุนแรงเหล่านี้ทำให้สามารถแบ่งชั้นภายในของโลกออกเป็น 3 geospheres ภายในหลักได้ ได้แก่ เปลือกโลก เนื้อโลก และแกนกลาง

เปลือกโลกถูกแยกออกจากเนื้อโลกด้วยขอบเขตแผ่นดินไหวที่แหลมคม ซึ่งความเร็วของคลื่นทั้งตามยาวและตามขวางจะเพิ่มขึ้นอย่างกะทันหัน ดังนั้น ความเร็วของคลื่นเฉือนจึงเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วจาก 6.7-7.6 กม./วินาที ในส่วนล่างของเปลือกโลก เป็น 7.9-8.2 กม./วินาที ในเนื้อโลก ขอบเขตนี้ถูกค้นพบในปี 1909 โดยนักแผ่นดินไหววิทยาชาวยูโกสลาเวีย โมโฮโรวิซิก และต่อมาได้รับการตั้งชื่อว่า ชายแดนโมโฮโรวิซิก(มักเรียกสั้นๆ ว่า ขอบเขตโมโฮ หรือ ขอบเขต M) ความลึกเฉลี่ยของขอบเขตคือ 33 กม. (ควรสังเกตว่านี่เป็นค่าโดยประมาณมากเนื่องจากมีความหนาต่างกันในโครงสร้างทางธรณีวิทยาที่แตกต่างกัน) ในเวลาเดียวกันใต้ทวีปความลึกของส่วน Mohorovichichi สามารถเข้าถึง 75-80 กม. (ซึ่งบันทึกไว้ภายใต้โครงสร้างภูเขาลูกเล็ก - Andes, Pamirs) ใต้มหาสมุทรจะลดลงถึงความหนาขั้นต่ำ 3-4 กม.

ขอบเขตแผ่นดินไหวที่คมชัดยิ่งขึ้นซึ่งแยกเนื้อโลกและแกนกลางจะถูกบันทึกไว้ที่ระดับความลึก 2900 กม. ในส่วนของแผ่นดินไหวนี้ ความเร็วคลื่น P จะลดลงอย่างกะทันหันจาก 13.6 กม./วินาที ที่ฐานของเนื้อโลก เป็น 8.1 กม./วินาที ที่แกนกลาง; คลื่น S - จาก 7.3 กม./วินาที ถึง 0 การหายไปของคลื่นตามขวางบ่งชี้ว่าส่วนนอกของแกนกลางมีคุณสมบัติเป็นของเหลว ขอบเขตแผ่นดินไหวที่แยกแกนกลางและเนื้อโลกถูกค้นพบในปี 1914 โดยนักแผ่นดินไหววิทยาชาวเยอรมัน Gutenberg และมักเรียกกันว่า ชายแดนกูเทนแบร์กแม้ว่าชื่อนี้จะไม่เป็นทางการก็ตาม

การเปลี่ยนแปลงความเร็วและลักษณะของคลื่นที่เปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วจะถูกบันทึกที่ระดับความลึก 670 กม. และ 5150 กม. ชายแดน 670 กมแบ่งเนื้อโลกออกเป็นเนื้อโลกตอนบน (33-670 กม.) และเนื้อโลกตอนล่าง (670-2900 กม.) ชายแดน 5150 กมแบ่งแกนออกเป็นของเหลวด้านนอก (2900-5150 กม.) และของแข็งภายใน (5150-6371 กม.)

การเปลี่ยนแปลงที่สำคัญยังระบุไว้ในส่วนแผ่นดินไหวด้วย 410 กมโดยแบ่งเนื้อโลกส่วนบนออกเป็นสองชั้น

ข้อมูลที่ได้รับเกี่ยวกับขอบเขตแผ่นดินไหวทั่วโลกเป็นพื้นฐานในการพิจารณาแบบจำลองแผ่นดินไหวสมัยใหม่ของโครงสร้างลึกของโลก

เปลือกชั้นนอกของโลกที่เป็นของแข็งคือ เปลือกโลกล้อมรอบด้วยเขตแดนโมโฮโรวิซิก นี่เป็นเปลือกที่ค่อนข้างบาง โดยมีความหนาตั้งแต่ 4-5 กม. ใต้มหาสมุทร จนถึง 75-80 กม. ใต้โครงสร้างภูเขาแบบทวีป เปลือกโลกด้านบนมองเห็นได้ชัดเจนในองค์ประกอบของเปลือกโลกส่วนกลาง ชั้นตะกอนประกอบด้วยหินตะกอนที่ไม่แปรสภาพ ซึ่งอาจมีภูเขาไฟอยู่และอยู่ใต้หินนั้น รวม, หรือ ผลึก,เห่าเกิดจากหินแปรสภาพและหินอัคนี เปลือกโลกมีสองประเภทหลัก - ทวีปและมหาสมุทร โดยพื้นฐานแล้วแตกต่างกันในโครงสร้าง องค์ประกอบ ต้นกำเนิด และอายุ

เปลือกโลกทวีปตั้งอยู่ใต้ทวีปและขอบใต้น้ำมีความหนาตั้งแต่ 35-45 กม. ถึง 55-80 กม. โดยแบ่งออกเป็น 3 ชั้น ชั้นบนสุดมักประกอบด้วยหินตะกอน รวมถึงหินที่แปรสภาพเล็กน้อยและหินอัคนีจำนวนเล็กน้อย ชั้นนี้เรียกว่าตะกอน ในทางธรณีฟิสิกส์ มีลักษณะของความเร็วคลื่น P ต่ำในช่วง 2-5 กม./วินาที ความหนาเฉลี่ยของชั้นตะกอนประมาณ 2.5 กม.
ด้านล่างเป็นเปลือกชั้นบน (ชั้นหินแกรนิต-gneiss หรือ "หินแกรนิต") ประกอบด้วยหินอัคนีและหินแปรที่อุดมไปด้วยซิลิกา (โดยเฉลี่ยแล้ว สอดคล้องกับองค์ประกอบทางเคมีของหินแกรนิต) ความเร็วของคลื่น P ในชั้นนี้คือ 5.9-6.5 กม./วินาที ที่ฐานของเปลือกโลกด้านบน มีส่วนแยกแผ่นดินไหวของคอนราด ซึ่งสะท้อนถึงความเร็วที่เพิ่มขึ้นของคลื่นแผ่นดินไหวระหว่างการเปลี่ยนผ่านไปยังเปลือกโลกด้านล่าง แต่ส่วนนี้ไม่ได้บันทึกไว้ทุกที่: ในเปลือกโลกทวีป มักมีการบันทึกความเร็วคลื่นที่เพิ่มขึ้นอย่างค่อยเป็นค่อยไปพร้อมความลึก
เปลือกโลกชั้นล่าง (ชั้นแกรนูไลท์-มาฟิก) มีลักษณะเฉพาะด้วยความเร็วคลื่นที่สูงกว่า (6.7-7.5 กม./วินาที สำหรับคลื่น P) ซึ่งเกิดจากการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบของหินระหว่างการเปลี่ยนผ่านจากเนื้อโลกชั้นบน ตามแบบจำลองที่ได้รับการยอมรับมากที่สุดองค์ประกอบของมันสอดคล้องกับแกรนูไลท์

หินที่มีอายุทางธรณีวิทยาต่างๆ มีส่วนร่วมในการก่อตัวของเปลือกโลกทวีป จนถึงหินที่เก่าแก่ที่สุดซึ่งมีอายุประมาณ 4 พันล้านปี

เปลือกโลกมหาสมุทรมีความหนาค่อนข้างน้อย โดยเฉลี่ย 6-7 กม. ในหน้าตัดในรูปแบบทั่วไปที่สุดสามารถแยกแยะสองชั้นได้ ชั้นบนเป็นตะกอน มีความหนาต่ำ (โดยเฉลี่ยประมาณ 0.4 กม.) และความเร็วคลื่น P ต่ำ (1.6-2.5 กม./วินาที) ชั้นล่างคือ “หินบะซอลต์” - ประกอบด้วยหินอัคนีพื้นฐาน (ที่ด้านบน - หินบะซอลต์ ด้านล่าง - หินแทรกขั้นพื้นฐานและอัลตราเบสิก) ความเร็วของคลื่นตามยาวในชั้น "หินบะซอลต์" จะเพิ่มขึ้นจาก 3.4-6.2 กม./วินาที ในหินบะซอลต์ เป็น 7-7.7 กม./วินาที ในขอบฟ้าเปลือกโลกที่ต่ำที่สุด

อายุของหินที่เก่าแก่ที่สุดในเปลือกมหาสมุทรสมัยใหม่คือประมาณ 160 ล้านปี

ปกคลุมมันเป็นเปลือกโลกชั้นในที่ใหญ่ที่สุดในแง่ของปริมาตรและมวล ล้อมรอบด้วยขอบเขตโมโฮและด้านล่างด้วยขอบเขตกูเทนแบร์ก ประกอบด้วยเนื้อโลกส่วนบนและเนื้อโลกส่วนล่าง คั่นด้วยขอบเขต 670 กม.

ตามลักษณะทางธรณีฟิสิกส์ ความบ้าคลั่งบนแบ่งออกเป็นสองชั้น ชั้นบน - เสื้อคลุมใต้เปลือกโลก- ขยายจากขอบเขต Moho ไปสู่ระดับความลึก 50-80 กม. ใต้มหาสมุทรและ 200-300 กม. ใต้ทวีปและมีลักษณะเฉพาะด้วยความเร็วที่เพิ่มขึ้นอย่างราบรื่นของคลื่นแผ่นดินไหวทั้งตามยาวและตามขวางซึ่งอธิบายได้จากการบดอัดของหิน เนื่องจากแรงดันลิโทสแตติกของชั้นที่อยู่ด้านบน ใต้ชั้นเปลือกโลกจนถึงส่วนต่อประสานระดับโลกที่ระยะทาง 410 กม. มีชั้นความเร็วต่ำอยู่ ดังที่ชื่อของชั้นนี้บอกไว้ ความเร็วของคลื่นแผ่นดินไหวในชั้นนั้นต่ำกว่าในชั้นแมนเทิลใต้เปลือกโลก นอกจากนี้ ในบางพื้นที่ยังมีเลนส์ที่ไม่ส่งคลื่น S เลย ซึ่งทำให้สามารถระบุได้ว่าวัสดุเนื้อโลกในบริเวณเหล่านี้อยู่ในสถานะหลอมเหลวบางส่วน ชั้นนี้เรียกว่าแอสทีโนสเฟียร์ ( จากภาษากรีก "asthenes" - อ่อนแอและ "sphair" - ทรงกลม); คำนี้ถูกนำมาใช้ในปี 1914 โดยนักธรณีวิทยาชาวอเมริกัน J. Burrell ในวรรณคดีภาษาอังกฤษมักเรียกว่า LVZ - โซนความเร็วต่ำ. ดังนั้น, แอสเทโนสเฟียร์- เป็นชั้นในเนื้อโลกตอนบน (ตั้งอยู่ที่ความลึกประมาณ 100 กม. ใต้มหาสมุทรและประมาณ 200 กม. หรือมากกว่านั้นใต้ทวีป) ระบุบนพื้นฐานของความเร็วของคลื่นแผ่นดินไหวที่ลดลงและมีความแข็งแรงลดลงและ ความหนืด พื้นผิวของแอสเทโนสเฟียร์นั้นได้รับการยอมรับอย่างดีจากความต้านทานที่ลดลงอย่างรวดเร็ว (ถึงค่าประมาณ 100 โอห์ม . ม)

การมีอยู่ของชั้นแอสทีโนสเฟียร์ที่เป็นพลาสติกซึ่งมีสมบัติเชิงกลแตกต่างไปจากชั้นที่เป็นของแข็งที่วางทับอยู่ ทำให้มีเหตุผลในการระบุ เปลือกโลก- เปลือกแข็งของโลก รวมถึงเปลือกโลกและชั้นแมนเทิลใต้เปลือกโลกที่อยู่เหนือชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ ความหนาของเปลือกโลกอยู่ระหว่าง 50 ถึง 300 กม. ควรสังเกตว่าเปลือกโลกไม่ใช่เปลือกหินเสาหินของโลก แต่ถูกแบ่งออกเป็นแผ่นแยกกันซึ่งเคลื่อนที่อย่างต่อเนื่องไปตามแอสเทโนสเฟียร์พลาสติก จุดโฟกัสของแผ่นดินไหวและภูเขาไฟในปัจจุบันจำกัดอยู่เพียงขอบเขตของแผ่นเปลือกโลก

ใต้ส่วน 410 กม. ทั้งคลื่น P และ S แพร่กระจายทุกที่ในเนื้อโลกตอนบน และความเร็วของพวกมันจะเพิ่มขึ้นค่อนข้างซ้ำซากตามความลึก

ใน เสื้อคลุมล่างซึ่งคั่นด้วยขอบเขตโลกอันคมชัดที่ 670 กม. ความเร็วของคลื่น P และ S ซ้ำซากโดยไม่มีการเปลี่ยนแปลงกะทันหัน เพิ่มขึ้นตามลำดับเป็น 13.6 และ 7.3 กม./วินาที จนถึงส่วนกูเทนแบร์ก

ในแกนกลางชั้นนอก ความเร็วของคลื่น P จะลดลงอย่างรวดเร็วเหลือ 8 กม./วินาที และคลื่น S หายไปโดยสิ้นเชิง การหายไปของคลื่นตามขวางบ่งบอกว่าแก่นโลกชั้นนอกอยู่ในสถานะของเหลว ใต้ส่วนระยะทาง 5,150 กม. จะมีแกนกลางชั้นในซึ่งความเร็วของคลื่น P เพิ่มขึ้น และคลื่น S ก็เริ่มแพร่กระจายอีกครั้ง ซึ่งบ่งบอกถึงสถานะของแข็ง

ข้อสรุปพื้นฐานจากแบบจำลองความเร็วโลกที่อธิบายไว้ข้างต้นคือดาวเคราะห์ของเราประกอบด้วยเปลือกที่มีศูนย์กลางหลายชุดซึ่งเป็นตัวแทนของแกนกลางเหล็ก เปลือกโลกที่เป็นซิลิเกต และเปลือกโลกอลูมิโนซิลิเกต

ลักษณะทางธรณีฟิสิกส์ของโลก

การกระจายมวลระหว่างธรณีสเฟียร์ชั้นใน

มวลโลกส่วนใหญ่ (ประมาณ 68%) ตกลงบนเนื้อโลกที่ค่อนข้างเบาแต่มีปริมาตรมาก โดยประมาณ 50% อยู่ในเนื้อโลกส่วนล่าง และประมาณ 18% อยู่ที่เนื้อโลกส่วนบน มวลที่เหลืออีก 32% ของโลกส่วนใหญ่มาจากแกนกลาง โดยส่วนที่เป็นของเหลวด้านนอก (29% ของมวลทั้งหมดของโลก) จะหนักกว่าส่วนด้านในที่เป็นของแข็งมาก (ประมาณ 2%) มีมวลน้อยกว่า 1% ของมวลรวมของโลกเท่านั้นที่ยังคงอยู่บนเปลือกโลก

ความหนาแน่น

ความหนาแน่นของเปลือกโลกจะเพิ่มขึ้นตามธรรมชาติเมื่อเข้าสู่ใจกลางโลก (ดูรูป) ความหนาแน่นเฉลี่ยของเปลือกไม้คือ 2.67 g/cm3; ที่ขอบเขต Moho เพิ่มขึ้นอย่างกะทันหันจาก 2.9-3.0 เป็น 3.1-3.5กรัม/ซม.3 . ในชั้นแมนเทิล ความหนาแน่นจะค่อยๆ เพิ่มขึ้นเนื่องจากการอัดของสารซิลิเกตและการเปลี่ยนเฟส (การจัดเรียงโครงสร้างผลึกของสารใหม่ระหว่าง "การปรับตัว" เพื่อเพิ่มความดัน) จาก 3.3 กรัม/ซม.3 ในส่วนใต้เปลือกโลกเป็น 5.5 กรัม/ซม. 3 ในส่วนล่างของเนื้อโลกตอนล่าง ที่ขอบเขตกูเทนแบร์ก (2,900 กม.) ความหนาแน่นเพิ่มขึ้นเกือบสองเท่าในทันที มากถึง 10 กรัม/ซม.3 ในแกนกลางชั้นนอก ความหนาแน่นเพิ่มขึ้นอีกครั้ง - จาก 11.4 ถึง 13.8 กรัม/ซม. 3 - เกิดขึ้นที่ขอบเขตของแกนกลางชั้นในและชั้นนอก (5150 กม.) การกระโดดที่มีความหนาแน่นเฉียบพลันทั้งสองนี้มีลักษณะที่แตกต่างกัน: ที่ขอบเขตแมนเทิล/แกนกลาง การเปลี่ยนแปลงในองค์ประกอบทางเคมีของสสารเกิดขึ้น (การเปลี่ยนจากแมนเทิลซิลิเกตไปเป็นแกนเหล็ก) และการกระโดดที่ขอบเขต 5150 กม. มีความเกี่ยวข้องกับ การเปลี่ยนแปลงสถานะของการรวมตัว (การเปลี่ยนจากแกนนอกของของเหลวไปเป็นแกนในที่เป็นของแข็ง) . ที่ใจกลางโลก มีความหนาแน่นของสสารถึง 14.3 g/cm3

ความดัน

ความดันภายในโลกคำนวณตามแบบจำลองความหนาแน่น แรงกดดันที่เพิ่มขึ้นตามระยะห่างจากพื้นผิวมีสาเหตุหลายประการ:

แรงอัดเนื่องจากน้ำหนักของเปลือกที่วางอยู่ (ความดันลิโธสแตติก)

การเปลี่ยนเฟสในเปลือกขององค์ประกอบทางเคมีที่เป็นเนื้อเดียวกัน (โดยเฉพาะในเสื้อคลุม)

ความแตกต่างในองค์ประกอบทางเคมีของเปลือกหอย (เปลือกและเนื้อโลก เนื้อโลกและแกนกลาง)

ที่ฐานของเปลือกโลกมีความดันประมาณ 1 GPa (หรือแม่นยำกว่าคือ 0.9 * 10 9 Pa) ในเนื้อโลกความกดดันจะค่อยๆ เพิ่มขึ้น โดยที่ขอบเขตกูเทนแบร์กจะมีค่าถึง 135 GPa ในแกนกลางชั้นนอก การไล่ระดับความดันจะเพิ่มขึ้น และในแกนชั้นในกลับลดลง ค่าความดันที่คำนวณได้ที่ขอบเขตระหว่างแกนด้านในและด้านนอกและใกล้ศูนย์กลางของโลกคือ 340 และ 360 GPa ตามลำดับ

อุณหภูมิ. แหล่งที่มาของพลังงานความร้อน

กระบวนการทางธรณีวิทยาที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวและภายในดาวเคราะห์มีสาเหตุหลักมาจากพลังงานความร้อน แหล่งพลังงานแบ่งออกเป็นสองกลุ่ม: ภายนอก (หรือแหล่งภายใน) ที่เกี่ยวข้องกับการสร้างความร้อนในบาดาลของโลก และภายนอก (หรือภายนอกโลก) ความเข้มของการไหลของพลังงานความร้อนจากใต้ผิวดินสู่พื้นผิวจะสะท้อนให้เห็นตามขนาดของการไล่ระดับความร้อนใต้พิภพ การไล่ระดับความร้อนใต้พิภพ– อุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความลึก แสดงเป็น 0 C/กม. ลักษณะ "ย้อนกลับ" คือ เวทีความร้อนใต้พิภพ– ความลึกเป็นเมตร เมื่อจุ่มลงไป อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้น 1 0 C ค่าเฉลี่ยของการไล่ระดับความร้อนใต้พิภพในส่วนบนของเปลือกโลกคือ 30 0 C/km และอยู่ในช่วง 200 0 C/km ในพื้นที่สมัยใหม่ แม็กมาทิซึมที่ใช้งานอยู่ที่ 5 0 C/กม. ในพื้นที่ที่มีระบบเปลือกโลกสงบ ด้วยความลึก ค่าของการไล่ระดับความร้อนใต้พิภพจะลดลงอย่างมีนัยสำคัญ โดยเฉลี่ยประมาณ 10 0 C/กม. ในเปลือกโลก และน้อยกว่า 1 0 C/กม. ในเนื้อโลก เหตุผลนี้อยู่ที่การกระจายตัวของแหล่งพลังงานความร้อนและธรรมชาติของการถ่ายเทความร้อน

แหล่งพลังงานภายนอกมีดังต่อไปนี้
1. พลังงานของความแตกต่างของแรงโน้มถ่วงลึก, เช่น. การปล่อยความร้อนระหว่างการกระจายตัวของสารตามความหนาแน่นระหว่างการเปลี่ยนแปลงทางเคมีและเฟส ปัจจัยหลักในการเปลี่ยนแปลงดังกล่าวคือความกดดัน ขอบเขตแกนกลาง-เนื้อโลกถือเป็นระดับหลักในการปลดปล่อยพลังงานนี้
2. ความร้อนจากรังสีซึ่งเกิดขึ้นระหว่างการสลายตัวของไอโซโทปกัมมันตภาพรังสี ตามการคำนวณบางอย่าง แหล่งกำเนิดนี้จะกำหนดประมาณ 25% ของการไหลของความร้อนที่ปล่อยออกมาจากโลก อย่างไรก็ตาม มีความจำเป็นต้องคำนึงว่าเนื้อหาที่เพิ่มขึ้นของไอโซโทปกัมมันตภาพรังสีหลักที่มีอายุยืนยาว - ยูเรเนียม ทอเรียม และโพแทสเซียม - พบเฉพาะในส่วนบนของเปลือกโลกทวีป (โซนเสริมสมรรถนะไอโซโทป) ตัวอย่างเช่นความเข้มข้นของยูเรเนียมในหินแกรนิตสูงถึง 3.5 10 -4% ในหินตะกอน - 3.2 10 -4% ในขณะที่ในเปลือกโลกในมหาสมุทรนั้นมีค่าเล็กน้อย: ประมาณ 1.66 10 -7% ดังนั้นความร้อนจากรังสีจึงเป็นแหล่งความร้อนเพิ่มเติมในส่วนบนของเปลือกโลกซึ่งเป็นตัวกำหนดค่าสูงของการไล่ระดับความร้อนใต้พิภพในพื้นที่นี้ของโลก
3. ความร้อนตกค้างเก็บรักษาไว้ในส่วนลึกตั้งแต่กำเนิดดาวเคราะห์
4. กระแสน้ำที่เป็นของแข็งเกิดจากการดึงดูดของดวงจันทร์ การเปลี่ยนผ่านของพลังงานจลน์เป็นความร้อนเกิดขึ้นเนื่องจากการเสียดสีภายในชั้นหิน ส่วนแบ่งของแหล่งที่มานี้ในสมดุลความร้อนทั้งหมดมีน้อย - ประมาณ 1-2%

ในเปลือกโลกกลไกการนำความร้อน (โมเลกุล) มีอำนาจเหนือกว่า ในชั้นเปลือกโลกใต้เปลือกโลกการเปลี่ยนแปลงเกิดขึ้นกับกลไกการพาความร้อนส่วนใหญ่ของการพาความร้อน

การคำนวณอุณหภูมิภายในดาวเคราะห์ให้ค่าต่อไปนี้: ในธรณีภาคที่ความลึกประมาณ 100 กม. อุณหภูมิประมาณ 1300 0 C ที่ความลึก 410 กม. - 1500 0 C ที่ความลึก 670 กม. - 1800 0 C ที่ขอบเขตของแกนกลางและเนื้อโลก - 2500 0 C ที่ความลึก 5150 กม. - 3300 0 C ในใจกลางโลก - 3400 0 C ในกรณีนี้เฉพาะหลักเท่านั้น (และน่าจะเป็นไปได้มากที่สุด สำหรับโซนลึก) คำนึงถึงแหล่งความร้อน - พลังงานของความแตกต่างของแรงโน้มถ่วงลึก

ความร้อนภายในร่างกายเป็นตัวกำหนดกระบวนการทางภูมิพลศาสตร์ทั่วโลก รวมถึงการเคลื่อนที่ของแผ่นธรณีภาค

บนพื้นผิวโลกมีบทบาทที่สำคัญที่สุด แหล่งที่มาภายนอกความร้อน - รังสีแสงอาทิตย์ ใต้พื้นผิวอิทธิพลของความร้อนจากแสงอาทิตย์จะลดลงอย่างรวดเร็ว ที่ระดับความลึกตื้น (สูงถึง 20-30 ม.) จะมีโซนอุณหภูมิคงที่ - บริเวณความลึกที่อุณหภูมิคงที่และเท่ากับอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีของภูมิภาค ความร้อนจะสัมพันธ์กับแหล่งภายนอกที่อยู่ใต้แถบอุณหภูมิคงที่

แม่เหล็กโลก

โลกเป็นแม่เหล็กขนาดยักษ์ที่มีสนามแม่เหล็กและขั้วแม่เหล็กซึ่งอยู่ใกล้กับสนามแม่เหล็ก แต่ไม่ตรงกับสนามแม่เหล็กเหล่านั้น ดังนั้นในการอ่านเข็มเข็มทิศแม่เหล็ก จึงมีความแตกต่างระหว่างการเอียงของแม่เหล็กและความเอียงของแม่เหล็ก

การปฏิเสธแม่เหล็กคือมุมระหว่างทิศทางของเข็มทิศแม่เหล็กกับเส้นลมปราณทางภูมิศาสตร์ ณ จุดที่กำหนด มุมนี้จะยิ่งใหญ่ที่สุดที่ขั้ว (สูงถึง 90 0) และเล็กที่สุดที่เส้นศูนย์สูตร (7-8 0)

ความโน้มเอียงของแม่เหล็ก– มุมที่เกิดจากการเอียงของเข็มแม่เหล็กไปที่ขอบฟ้า เมื่อคุณเข้าใกล้ขั้วแม่เหล็ก เข็มของเข็มทิศจะอยู่ในแนวตั้ง

สันนิษฐานว่าการเกิดขึ้นของสนามแม่เหล็กเกิดจากระบบกระแสไฟฟ้าที่เกิดขึ้นระหว่างการหมุนของโลกซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่แบบพาความร้อนในแกนนอกของของเหลว สนามแม่เหล็กทั้งหมดประกอบด้วยค่าของสนามหลักของโลกและสนามที่เกิดจากแร่เฟอร์โรแมกเนติกในหินของเปลือกโลก คุณสมบัติทางแม่เหล็กเป็นคุณลักษณะของแร่เฟอร์โรแมกเนติก เช่น แมกนีไทต์ (FeFe 2 O 4), ออกไซด์ (Fe 2 O 3), อิลเมไนต์ (FeTiO 2), ไพโรไทต์ (Fe 1-2 S) เป็นต้น ซึ่งเป็นแร่ธาตุและมีการจัดตั้งขึ้น โดยความผิดปกติของแม่เหล็ก แร่ธาตุเหล่านี้มีลักษณะเฉพาะด้วยปรากฏการณ์การดึงดูดแม่เหล็กตกค้าง ซึ่งสืบทอดทิศทางของสนามแม่เหล็กโลกที่มีอยู่ระหว่างการก่อตัวของแร่ธาตุเหล่านี้ การสร้างตำแหน่งของขั้วแม่เหล็กโลกขึ้นใหม่ในยุคทางธรณีวิทยาต่างๆ บ่งชี้ว่าสนามแม่เหล็กมีประสบการณ์เป็นระยะๆ การผกผัน- การเปลี่ยนแปลงที่ขั้วแม่เหล็กเปลี่ยนสถานที่ กระบวนการเปลี่ยนสัญลักษณ์แม่เหล็กของสนามแม่เหล็กโลกนั้นกินเวลาตั้งแต่หลายร้อยถึงหลายพันปีและเริ่มต้นด้วยการลดลงอย่างเข้มข้นในความแรงของสนามแม่เหล็กหลักของโลกจนเกือบเป็นศูนย์จากนั้นจึงสร้างขั้วย้อนกลับและหลังจากนั้นครู่หนึ่ง เป็นไปตามการฟื้นฟูความตึงเครียดอย่างรวดเร็ว แต่มีสัญญาณตรงกันข้าม ขั้วโลกเหนือเข้ามาแทนที่ขั้วโลกใต้ และในทางกลับกัน ด้วยความถี่ประมาณ 5 ครั้งทุกๆ 1 ล้านปี การวางแนวของสนามแม่เหล็กในปัจจุบันเกิดขึ้นเมื่อประมาณ 800,000 ปีก่อน

วัตถุประสงค์หลักของการศึกษาธรณีวิทยาคือเปลือกโลก ซึ่งเป็นเปลือกแข็งชั้นนอกของโลก ซึ่งมีความสำคัญสูงสุดต่อชีวิตและกิจกรรมของมนุษย์ เมื่อศึกษาองค์ประกอบ โครงสร้าง และประวัติความเป็นมาของการพัฒนาโลกและเปลือกโลก โดยเฉพาะนักธรณีวิทยาใช้: การสังเกต; ประสบการณ์หรือการทดลอง รวมทั้งวิธีการวิจัยต่าง ๆ ทั้งของตนเองและที่ใช้ในวิทยาศาสตร์ธรรมชาติอื่น ๆ เช่น เคมีกายภาพ ชีววิทยา เป็นต้น การสร้างแบบจำลอง; วิธีการเปรียบเทียบ การวิเคราะห์เชิงทฤษฎี การสร้างเชิงตรรกะ (สมมติฐาน) ฯลฯ

เนื้อหาในส่วนนี้กล่าวถึงกำเนิดของโลก รูปร่างและโครงสร้างของมัน องค์ประกอบ ประวัติความเป็นมาของการพัฒนาเปลือกโลก (ธรณีวิทยา) การเคลื่อนตัวของเปลือกโลก รูปร่างพื้นผิว (ความโล่งใจ)

ต้นกำเนิด รูปแบบ และโครงสร้างของโลก ต้นกำเนิดของโลก

ระบบสุริยะประกอบด้วยวัตถุท้องฟ้า ประกอบด้วย: ดวงอาทิตย์ ดาวเคราะห์หลัก 9 ดวง รวมทั้งโลก ดาวเคราะห์น้อย ดาวหาง และอุกกาบาตอีกนับหมื่น ระบบสุริยะเป็นโลกที่ซับซ้อนและหลากหลายซึ่งยังห่างไกลจากการสำรวจ

คำถามเกี่ยวกับกำเนิดโลกเป็นคำถามที่สำคัญที่สุดในสาขาวิทยาศาสตร์ธรรมชาติ เป็นเวลากว่า 100 ปีแล้วที่สมมติฐานของ Kant-Laplace ได้รับการยอมรับตามที่ระบบสุริยะก่อตัวขึ้นจากเนบิวลาคล้ายก๊าซร้อนขนาดใหญ่หมุนรอบตัว

แกนรอบแกน และโลกมีสถานะเป็นของเหลวเป็นอันดับแรก จากนั้นจึงกลายเป็นวัตถุแข็ง

การพัฒนาทางวิทยาศาสตร์เพิ่มเติมแสดงให้เห็นถึงความไม่สอดคล้องกันของสมมติฐานนี้ ในช่วงทศวรรษที่ 40 ของศตวรรษที่ XX ศึกษา โอ้ย ชมิดต์หยิบยกสมมติฐานใหม่เกี่ยวกับการกำเนิดของดาวเคราะห์ในระบบสุริยะ รวมถึงโลกด้วย โดยที่ดวงอาทิตย์โคจรผ่านและจับฝุ่นกลุ่มหนึ่งที่สะสมอยู่ในกาแล็กซี ดังนั้น ดาวเคราะห์จึงไม่ได้ก่อตัวขึ้นจากก๊าซร้อน แต่มาจากฝุ่นละอองที่หมุนรอบดวงอาทิตย์ ในกระจุกดาวนี้ เมื่อเวลาผ่านไป กลุ่มสสารที่อัดแน่นก็เกิดขึ้นจนกลายเป็นดาวเคราะห์

ที่ดินตาม O.Yu. ชมิดต์เริ่มหนาวแล้ว ความร้อนที่ลึกเริ่มเมื่อมันมีขนาดใหญ่ขึ้น สิ่งนี้เกิดขึ้นเนื่องจากการปล่อยความร้อนอันเป็นผลมาจากการสลายตัวของสารกัมมันตภาพรังสีที่มีอยู่ในนั้น ส่วนด้านในของโลกมีสถานะเป็นพลาสติก โดยมีสารที่มีความหนาแน่นมากขึ้นกระจุกตัวอยู่ใกล้กับใจกลางดาวเคราะห์มากขึ้น และมีสารที่เบากว่าบริเวณรอบนอก โลกแยกออกเป็นเปลือกแยกกัน ตามสมมติฐานของ O.Yu ชมิดต์ การแยกจากกันยังคงดำเนินต่อไปจนถึงปัจจุบัน ตามที่นักวิทยาศาสตร์จำนวนหนึ่งกล่าวว่านี่คือสาเหตุหลักของการเคลื่อนที่ในเปลือกโลกอย่างแม่นยำนั่นคือสาเหตุของกระบวนการแปรสัณฐาน

สมมติฐานของ V.G. สมควรได้รับความสนใจ Fesenkov ผู้ซึ่งเชื่อว่ากระบวนการนิวเคลียร์เกิดขึ้นในส่วนลึกของดวงดาว รวมถึงดวงอาทิตย์ด้วย ในช่วงระยะเวลาหนึ่ง สิ่งนี้นำไปสู่การบีบตัวอย่างรวดเร็วและความเร็วการหมุนรอบดวงอาทิตย์เพิ่มขึ้น ในกรณีนี้ เกิดการยื่นออกมายาวขึ้น ซึ่งจากนั้นก็แตกออกและสลายตัวเป็นดาวเคราะห์ที่แยกจากกัน การทบทวนสมมติฐานเกี่ยวกับกำเนิดของโลกและโครงร่างที่น่าจะเป็นไปได้มากที่สุดของแหล่งกำเนิดนั้นจะมีการพูดคุยโดยละเอียดในหนังสือของ I.I. Potapov “ ธรณีวิทยาและนิเวศวิทยาในปัจจุบัน” (1999)

ภาพร่างโดยย่อของวิวัฒนาการระดับโลกของโลก

ต้นกำเนิดของดาวเคราะห์ในระบบสุริยะและวิวัฒนาการของพวกมันได้รับการศึกษาอย่างแข็งขันในศตวรรษที่ 20 ในงานพื้นฐานของ O.Yu. ชมิดท์ VS. Safronov, X. Alven และ G. Arrhenius, A.V. Vityazev, A. Gingwood, V.E. ไคน่า โอ.จี. โซโรคติน่า เอส.เอ. อูมาโนวา, แอล.เอ็ม. นายมาร์ค, วี. เอลซาสเซอร์, เอ็น.เอ. Bozhko, A. Smith, J. Jurajden และคนอื่น ๆ ตามแนวคิดเกี่ยวกับจักรวาลวิทยาสมัยใหม่ที่ O.Yu วางไว้ ชมิดต์ โลกและดวงจันทร์ รวมถึงดาวเคราะห์อื่นๆ ในระบบสุริยะ ก่อตัวขึ้นเนื่องจากการเพิ่มขึ้น (เกาะติดกันและเติบโตต่อไป) ของอนุภาคของแข็งของเมฆก๊าซและฝุ่นก่อกำเนิดดาวเคราะห์ ในระยะแรก การเจริญเติบโตของโลกดำเนินไปในโหมดการสะสมมวลสารแบบเร่ง แต่เมื่อปริมาณของแข็งในฝูงดาวเคราะห์ใกล้โลกในเมฆก่อกำเนิดดาวเคราะห์หมดลง การเติบโตนี้จึงค่อยๆ ช้าลง กระบวนการเพิ่มมวลของโลกเกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อยพลังงานความโน้มถ่วงจำนวนมหาศาลออกมา ซึ่งอยู่ที่ประมาณ 23.3 10 ergs พลังงานจำนวนดังกล่าวไม่เพียงแต่สามารถละลายสสารได้เท่านั้น แต่ยังละลายได้อีกด้วย แต่พลังงานส่วนใหญ่นี้ถูกปล่อยออกมาในส่วนใกล้พื้นผิวของโปรโต-โลกและสูญเสียไปในรูปของการแผ่รังสีความร้อน โลกใช้เวลา 100 ล้านปีในการก่อตัวถึง 99% ของมวลปัจจุบัน

ในระยะแรก โลกอายุน้อยทันทีหลังจากการก่อตัวเป็นวัตถุที่ค่อนข้างเย็น และอุณหภูมิภายในของมันไม่เกินจุดหลอมเหลวของสสารของโลก เนื่องจากข้อเท็จจริงที่ว่าในระหว่างการก่อตัวของดาวเคราะห์นั้นมี ไม่เพียงแต่ความร้อนเนื่องจากการตกของดาวเคราะห์เท่านั้น แต่ยังเย็นลงเนื่องจากการสูญเสียความร้อนในพื้นที่โดยรอบ นอกจากนี้ โลกยังมีองค์ประกอบที่เป็นเนื้อเดียวกัน วิวัฒนาการเพิ่มเติมของโลกถูกกำหนดโดยองค์ประกอบ ความร้อนสำรอง และประวัติการมีปฏิสัมพันธ์กับดวงจันทร์ อิทธิพลขององค์ประกอบสัมผัสได้ผ่านพลังงานการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสีเป็นหลักและความแตกต่างของแรงโน้มถ่วงของสสารในโลก

ก่อนการก่อตัวของระบบดาวเคราะห์ ดวงอาทิตย์เคยเป็นดาวยักษ์แดงที่เกือบจะคลาสสิก ดาวประเภทนี้ซึ่งเป็นผลมาจากปฏิกิริยานิวเคลียร์ภายในของการเผาไหม้ไฮโดรเจนทำให้เกิดองค์ประกอบทางเคมีที่หนักกว่าโดยปล่อยพลังงานจำนวนมหาศาลและการเกิดขึ้นของแรงดันแสงที่รุนแรงจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศก๊าซ ผลจากผลรวมของความกดดันและแรงโน้มถ่วงมหาศาล ทำให้ชั้นบรรยากาศของดาวฤกษ์เกิดการบีบอัดและการขยายตัวสลับกัน กระบวนการนี้ภายใต้เงื่อนไขของการเพิ่มมวลของเปลือกก๊าซแบบไดนามิก ดำเนินต่อไปจนกระทั่งเป็นผลมาจากการสั่นพ้อง เปลือกก๊าซด้านนอกซึ่งแยกออกจากดวงอาทิตย์ กลายเป็นเนบิวลาดาวเคราะห์

ภายใต้อิทธิพลของสนามแม่เหล็กแรงของดาว สสารที่แตกตัวเป็นไอออนของเนบิวลาดาวเคราะห์ได้รับการแยกองค์ประกอบทางเคมีที่ประกอบขึ้นด้วยแม่เหล็กไฟฟ้า การสูญเสียพลังงานความร้อนและประจุไฟฟ้าของก๊าซทีละน้อยทำให้พวกเขาเกาะติดกัน ในเวลาเดียวกันภายใต้อิทธิพลของสนามแม่เหล็กของดาวฤกษ์ การถ่ายโอนแรงบิดการหมุนอย่างมีประสิทธิภาพนั้นเกิดขึ้นกับดาวเคราะห์ที่ก่อตัวขึ้นอันเป็นผลมาจากการสะสมซึ่งทำหน้าที่เป็นจุดเริ่มต้นของการก่อตัวของดาวเคราะห์ทุกดวงในระบบสุริยะ . เมื่อองค์ประกอบทางเคมีที่แตกตัวเป็นไอออนสูญเสียประจุ พวกมันจะกลายเป็นโมเลกุลที่ทำปฏิกิริยากัน เกิดเป็นสารประกอบทางเคมีที่ง่ายที่สุด: ไฮไดรด์ คาร์ไบด์ ออกไซด์ ไซยาไนด์ เหล็กซัลไฟด์ และคลอไรด์ เป็นต้น

กระบวนการของการบดอัดอย่างค่อยเป็นค่อยไป การทำความร้อน และการแยกสสารเพิ่มเติมในดาวเคราะห์ที่ก่อตัวเกิดขึ้นพร้อมกับการจับตัวของอนุภาคจากอวกาศโดยรอบ ที่ใจกลางของดาวเคราะห์น้อยที่กำลังก่อตัว โลหะมีความเข้มข้นเนื่องจากการแยกสสารด้วยแรงโน้มถ่วง เหล็กและนิกเกิลคาร์ไบด์ เหล็กซัลไฟด์ และเหล็กออกไซด์รวมตัวกันอยู่บริเวณนี้ ดังนั้นแกนของเหลวด้านนอกจึงถูกสร้างขึ้น ซึ่งในเปลือกของมันประกอบด้วยไฮไดรด์และออกไซด์ของซิลิคอนและอลูมิเนียม น้ำ มีเทน ไฮโดรเจน ออกไซด์ของแมกนีเซียม โพแทสเซียม โซเดียม แคลเซียม และสารประกอบอื่น ๆ ในกรณีนี้ โซนการละลายของเปลือกที่เกิดขึ้นเกิดขึ้น และพื้นผิวหดตัวและปริมาตรของดาวเคราะห์ลดลง ขั้นต่อไปคือการก่อตัวของเนื้อโลก โปรโตครัสต์ และการละลายของชั้นบรรยากาศ โปรโตครัสต์ถูกแยกส่วนเนื่องจากปริมาตรและพื้นผิวลดลงดังที่กล่าวข้างต้น ด้วยเหตุนี้หินบะซอลต์จึงถูกเทลงบนพื้นผิวซึ่งหลังจากเย็นลงแล้วจึงจมลงในส่วนลึกของเสื้อคลุมอีกครั้งและถูกละลายต่อไป จากนั้นส่วนหนึ่งของเปลือกหินบะซอลต์ก็ค่อยๆ กลายเป็นหินแกรนิต

ชั้นพื้นผิวของโลกในระยะก่อตัวประกอบด้วยรีโกลิธที่มีรูพรุนละเอียด ซึ่งจับตัวกับน้ำที่ปล่อยออกมาและคาร์บอนไดออกไซด์อย่างแข็งขันเนื่องจากมีองค์ประกอบที่เบามาก ปริมาณความร้อนสำรองทั้งหมดของโลกและการกระจายของอุณหภูมิภายในถูกกำหนดโดยอัตราการเติบโตของดาวเคราะห์ โดยทั่วไป ไม่เหมือนกับดวงจันทร์ โลกไม่เคยละลายโดยสิ้นเชิง และกระบวนการก่อตัวของแกนโลกกินเวลาประมาณ 4 พันล้านปี

สถานะของโลกที่เย็นและไม่แปรสัณฐานแปรสัณฐานดำเนินไปเป็นเวลาประมาณ 600 ล้านปี ในเวลานี้ ภายในดาวเคราะห์ค่อยๆ อุ่นขึ้น และเมื่อประมาณ 4 พันล้านปีก่อน การเกิดแกรไนต์ไนซ์แบบแอคทีฟปรากฏบนโลกและชั้นบรรยากาศแอสทีโนสเฟียร์ก็ก่อตัวขึ้น ในเวลาเดียวกัน ดวงจันทร์ซึ่งเป็นดาวเทียมที่มีขนาดใหญ่ที่สุด ได้ "เคลียร์" ดาวเทียมดวงเล็กและไมโครมูนขนาดเล็กทั้งหมดที่อยู่ในอวกาศใกล้โลกออกจากอวกาศใกล้โลก

และบนดวงจันทร์เองก็มีการระบาดของหินหนืดหินบะซอลต์ซึ่งใกล้เคียงกับการเริ่มต้นของกิจกรรมการแปรสัณฐานบนโลก (ช่วงระยะเวลาตั้งแต่ 4.0 ถึง 3.6 พันล้านปีก่อน) ในเวลาเดียวกัน ในบาดาลของโลก กระบวนการสร้างความแตกต่างของแรงโน้มถ่วงของสสารของโลกได้เริ่มต้นขึ้น ซึ่งเป็นกระบวนการหลักที่สนับสนุนกิจกรรมการแปรสัณฐานของโลกในยุคธรณีวิทยาที่ตามมาทั้งหมด และนำไปสู่การปลดปล่อยและการเติบโตของความหนาแน่น แกนเหล็กออกไซด์ของโลก

เนื่องจากในยุค cryptotectonic (catarchaean) สสารของโลกไม่เคยละลาย กระบวนการ degassing ของโลกจึงไม่สามารถพัฒนาได้ ดังนั้นในช่วง 600 ล้านปีแรกของการดำรงอยู่ของโลก ไฮโดรสเฟียร์จึงหายไปโดยสิ้นเชิงบนพื้นผิวของมัน และบรรยากาศ ถูกทำให้บริสุทธิ์อย่างมากและประกอบด้วยก๊าซมีตระกูล ในเวลานี้ ความโล่งใจของโลกได้รับการปรับให้เรียบขึ้น ซึ่งประกอบด้วยเรโกลิธสีเทาเข้ม ทุกอย่างสว่างไสวด้วยดวงอาทิตย์สีเหลืองที่อุ่นเล็กน้อย (ความสว่างน้อยกว่าวันนี้ 30%) และดิสก์ดวงจันทร์ที่ไม่มีตำหนิขนาดใหญ่มหึมา (มีขนาดใหญ่กว่าพื้นที่มองเห็นสมัยใหม่ของดิสก์ดวงจันทร์ประมาณ 300-350 เท่า ). ดวงจันทร์ยังคงเป็นดาวเคราะห์ร้อนและสามารถให้ความร้อนแก่โลกได้ ดวงอาทิตย์เคลื่อนที่อย่างรวดเร็ว - ในเวลาเพียง 3 ชั่วโมงก็เคลื่อนผ่านท้องฟ้า และเพิ่มขึ้นอีกครั้งจากทางทิศตะวันออกหลังจากผ่านไป 3 ชั่วโมง ดวงจันทร์เคลื่อนที่ช้าลงมากเนื่องจากมันหมุนรอบโลกอย่างรวดเร็วในทิศทางเดียวกันดังนั้นระยะของดวงจันทร์จึงผ่านไปทุกระยะใน 8-10 ชั่วโมง ดวงจันทร์หมุนรอบโลกในวงโคจรด้วยรัศมี 14 -25,000 กม. (ตอนนี้รัศมีคือ 384, 4 พันกม.) การเสียรูปของกระแสน้ำที่รุนแรงของโลกทำให้เกิดแผ่นดินไหวต่อเนื่องกัน (ทุกๆ 18-20 ชั่วโมง) หลังการเคลื่อนที่ของดวงจันทร์ ความกว้างของกระแสน้ำบนดวงจันทร์คือ 1.5 กม.

ประมาณหนึ่งล้านปีหลังจากการก่อตัวทีละน้อยเนื่องจากการขับไล่ที่เกิดขึ้นกระแสน้ำบนดวงจันทร์ลดลงเหลือ 130 ม. หลังจากนั้นอีก 10 ล้านปีเป็น 25 ม. และหลังจาก 100 ล้านปี - เป็น 15 ม. ในตอนท้ายของ Catarchean - ถึง 7 ม. และตอนนี้ที่จุดใต้ดวงจันทร์ กระแสน้ำสมัยใหม่ของโลกแข็งอยู่ที่ 45 ซม. แผ่นดินไหวในช่วงเวลานั้นเกิดขึ้นจากภายนอกโดยเฉพาะเนื่องจากยังไม่มีกิจกรรมการแปรสัณฐาน ใน Archean ในตอนแรก ความแตกต่างของสสารโลกเกิดขึ้นโดยการถลุงเหล็กโลหะจากนั้นที่ระดับเนื้อโลกตอนบน เนื่องจากแกนกลางเย็นของโลกอายุน้อยมีความหนืดสูงเป็นพิเศษ ความไม่แน่นอนของแรงโน้มถ่วงที่เกิดขึ้นจึงสามารถชดเชยได้ด้วยการบีบแกนนี้เข้าหาพื้นผิวโลกและการไหลของสารหลอมหนักที่ปล่อยออกมาก่อนหน้านี้เข้ามาแทนที่ กล่าวคือ โดยการสร้างแกนกลางหนาแน่นใกล้กับ โลก. กระบวนการนี้เสร็จสมบูรณ์เมื่อสิ้นสุดยุค Archean เมื่อประมาณ 2.7-2.6 พันล้านปีก่อน ในเวลานี้ มวลทวีปที่แยกออกจากกันก่อนหน้านี้ทั้งหมดเริ่มเคลื่อนตัวอย่างรวดเร็วไปยังขั้วใดขั้วหนึ่งและรวมตัวกันเป็นทวีปมหาทวีปแห่งแรกบนโลกที่ชื่อว่า Monogea ภูมิทัศน์ของโลกเปลี่ยนไปความแตกต่างของความโล่งใจไม่เกิน 1-2 กม. ความหดหู่ทั้งหมดในความโล่งใจค่อยๆเต็มไปด้วยน้ำและใน Archean ตอนปลายมหาสมุทรโลกเดียวที่ตื้น (สูงถึง 1 กม.) ได้ก่อตัวขึ้น

ในตอนต้นของ Archean ดวงจันทร์เคลื่อนห่างจากโลกไป 160,000 กม. โลกหมุนรอบแกนด้วยความเร็วสูง (ในหนึ่งปีมี 890 วัน และหนึ่งวันกินเวลา 9.9 ชั่วโมง) กระแสน้ำบนดวงจันทร์ที่มีแอมพลิจูดสูงถึง 360 ซม. ทำให้พื้นผิวโลกผิดรูปทุก ๆ 5.2 ชั่วโมง ในตอนท้ายของ Archean การหมุนของโลกช้าลงอย่างมาก (ในหนึ่งปีมี 490 วัน 19 ชั่วโมง) และดวงจันทร์หยุดมีอิทธิพลต่อกิจกรรมเปลือกโลกของโลก บรรยากาศใน Archean ได้รับการเติมเต็มด้วยไนโตรเจนคาร์บอนไดออกไซด์และไอน้ำ แต่ไม่มีออกซิเจนเนื่องจากมันถูกผูกมัดทันทีด้วยเหล็กอิสระ (โลหะ) ของวัสดุปกคลุมซึ่งลอยขึ้นอย่างต่อเนื่องผ่านโซนรอยแยกสู่พื้นผิวโลก .

ใน Proterozoic เนื่องจากการกระจายตัวของการเคลื่อนไหวแบบพาความร้อนภายใต้ Monogea supercontinent การไหลขึ้นนำไปสู่การล่มสลายของมัน (ประมาณ 2.4-3.3 พันล้านปีก่อน) การก่อตัวและการแยกส่วนในภายหลังของมหาทวีป Megagaea, Mesogea และ Pangea เกิดขึ้นพร้อมกับการก่อตัวของโครงสร้างเปลือกโลกที่ซับซ้อนและดำเนินต่อไปจนกระทั่ง Cambrian และ Ordovician (อยู่ใน Paleozoic แล้ว) เมื่อถึงเวลานี้ มวลน้ำบนพื้นผิวโลกก็เป็นเช่นนั้น

ใหญ่ซึ่งได้ประจักษ์แล้วในการก่อตัวของมหาสมุทรที่ลึกกว่า เปลือกมหาสมุทรได้รับความชุ่มชื้นและกระบวนการนี้มาพร้อมกับการดูดซึมคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้นพร้อมกับการก่อตัวของคาร์บอเนต บรรยากาศยังคงสูญเสียออกซิเจนต่อไปเนื่องจากการเกาะติดของมันอย่างต่อเนื่องโดยการปล่อยธาตุเหล็ก กระบวนการนี้เสร็จสมบูรณ์ในช่วงเริ่มต้นของ Phanerozoic เท่านั้นและตั้งแต่นั้นเป็นต้นมาชั้นบรรยากาศของโลกก็เริ่มอิ่มตัวด้วยออกซิเจนอย่างแข็งขันและค่อยๆเข้าใกล้องค์ประกอบที่ทันสมัย

ในสถานการณ์ใหม่นี้ มีการกระตุ้นรูปแบบสิ่งมีชีวิตอย่างรวดเร็ว ซึ่งการเผาผลาญจะขึ้นอยู่กับปฏิกิริยาออกซิเดชันย้อนกลับของสารอินทรีย์ที่สังเคราะห์โดยพืช นี่คือลักษณะของสิ่งมีชีวิตในอาณาจักรสัตว์ แต่นี่ก็เข้าสู่ช่วงปลายยุคแคมเบรียนในฟาเนโรโซอิกแล้ว และสิ่งนี้นำไปสู่การเกิดขึ้นของสัตว์โครงกระดูกและไม่ใช่โครงกระดูกทุกประเภท ซึ่งส่งผลกระทบต่อกระบวนการทางธรณีวิทยาหลายอย่างใน บริเวณผิวโลกในยุคทางธรณีวิทยาต่อมา วิวัฒนาการทางธรณีวิทยาของฟาเนโรโซอิกได้รับการศึกษาอย่างละเอียดมากกว่ายุคอื่นๆ มาก และสามารถอธิบายโดยย่อได้ดังต่อไปนี้ ในเวลานี้ใกล้กับเราที่สุดตามที่ถูกเปิดเผยการละเมิดและการถดถอยของมหาสมุทรการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโลกโดยเฉพาะอย่างยิ่งการสลับของยุคน้ำแข็งและช่วงเวลาที่ไม่มีน้ำแข็งเกิดขึ้น โดยวิธีการแรกตามที่สันนิษฐานไว้ โลกเป็นยุคน้ำแข็งแบบฮูโรเนียนในโปรเทโรโซอิก

กระบวนการล่วงละเมิดและการถดถอยของมหาสมุทรด้วยการพัฒนารูปแบบสิ่งมีชีวิตที่มีประสิทธิภาพกิจกรรมการกัดกร่อนของธารน้ำแข็งและกิจกรรมการกัดกร่อนของน้ำเย็นที่นำไปสู่การแปรรูปหินที่สำคัญซึ่งประกอบขึ้นเป็นโซนพื้นผิวของเปลือกโลกการสะสม ของวัสดุที่เป็นอันตรายบนพื้นมหาสมุทร กระบวนการตกตะกอนของการสะสมของสารอินทรีย์และเคมีในแหล่งน้ำ สระว่ายน้ำ

การจัดเรียงเชิงพื้นที่ของทวีปและมหาสมุทรค่อยๆ เปลี่ยนไปและมีความแตกต่างกันมากเมื่อเทียบกับเส้นศูนย์สูตร โดยซีกโลกเหนือและใต้เป็นทวีปหรือมหาสมุทรสลับกัน ภูมิอากาศยังเปลี่ยนแปลงซ้ำแล้วซ้ำอีก โดยมีความเกี่ยวข้องอย่างใกล้ชิดกับยุคน้ำแข็งและช่วงระหว่างน้ำแข็ง จากยุค Paleozoic ไปจนถึง Cenozoic (และในนั้น) มีการเปลี่ยนแปลงความลึกอุณหภูมิและองค์ประกอบของน้ำในมหาสมุทรโลก การพัฒนารูปแบบชีวิตนำไปสู่การออกจากสภาพแวดล้อมทางน้ำและการพัฒนาที่ดินอย่างค่อยเป็นค่อยไปตลอดจนวิวัฒนาการของรูปแบบสิ่งมีชีวิตขึ้นมาจนเป็นที่รู้จัก จากการวิเคราะห์ประวัติทางธรณีวิทยาของฟาเนโรโซอิก พบว่าขอบเขตหลักทั้งหมด (การแบ่งขนาดธรณีตามลำดับเวลาออกเป็นยุค ช่วงเวลา และยุคสมัย) ส่วนใหญ่เกิดจากการชนและการแยกทวีปในกระบวนการเคลื่อนไหวทั่วโลกของ " มวลรวม” ของแผ่นเปลือกโลก

รูปร่างของโลก

รูปร่างของโลกมักเรียกกันว่าลูกโลก เป็นที่ยอมรับกันว่ามวลของโลกคือ 5976 10 21 กก. ปริมาตรคือ 1.083 10 12 กม. 3 รัศมีเฉลี่ยอยู่ที่ 6,371.2 กม. ความหนาแน่นเฉลี่ย 5.518 กก./ลบ.ม. ความเร่งเฉลี่ยเนื่องจากแรงโน้มถ่วงคือ 9.81 ม./วินาที รูปร่างของโลกอยู่ใกล้กับทรงรีสามแกนของการหมุนโดยมีการบีบอัดแบบขั้ว โลกสมัยใหม่มีรัศมีเชิงขั้ว 6356.78 กม. และรัศมีเส้นศูนย์สูตร 6378.16 กม. ความยาวของเส้นเมอริเดียนของโลกคือ 40008.548 กม. ความยาวของเส้นศูนย์สูตรคือ 40075.704 กม. การอัดเชิงขั้ว (หรือ "ความโอบ") เกิดจากการหมุนของโลกรอบแกนขั้ว และขนาดของการบีบอัดนี้สัมพันธ์กับความเร็วของการหมุนของโลก บางครั้งรูปร่างของโลกเรียกว่าทรงกลม แต่สำหรับโลกก็มีเช่นกัน

ชื่อที่ถูกต้องของรูปร่างคือ geoid ความจริงก็คือพื้นผิวโลกมีความแปรปรวนและมีความสูงอย่างมีนัยสำคัญ มีระบบภูเขาที่สูงที่สุดมากกว่า 8,000 ม. (เช่น Mount Everest - 8842 ม.) และร่องลึกมหาสมุทรลึกมากกว่า

11,000 ม. (ร่องลึกบาดาลมาเรียนา - 11,022 ม.) จีออยด์นอกทวีปเกิดขึ้นพร้อมกับพื้นผิวที่ไม่ถูกรบกวนของมหาสมุทรโลก ในทวีปต่างๆ พื้นผิวจีออยด์คำนวณจากการศึกษาแบบกราวิเมตริกและใช้การสังเกตจากอวกาศ

โลกมีสนามแม่เหล็กที่ซับซ้อน ซึ่งสามารถอธิบายได้ว่าเป็นสนามที่สร้างขึ้นโดยลูกบอลแม่เหล็กหรือไดโพลแม่เหล็ก

พื้นผิวโลกอยู่ที่ 70.8% (361.1 ล้านกิโลเมตร 2) ครอบครองโดยน้ำผิวดิน (มหาสมุทร ทะเล ทะเลสาบ อ่างเก็บน้ำ แม่น้ำ ฯลฯ) ที่ดินคิดเป็น 29.2% (148.9 ล้าน km2)

โครงสร้างของโลก

โดยทั่วไปตามที่ก่อตั้งขึ้นโดยการวิจัยธรณีฟิสิกส์สมัยใหม่โดยเฉพาะอย่างยิ่งเกี่ยวกับการประมาณความเร็วของการแพร่กระจายของคลื่นแผ่นดินไหวการศึกษาความหนาแน่นของสสารโลก มวลของโลก ผลการทดลองในอวกาศเพื่อตรวจสอบการกระจายตัวของ พื้นที่อากาศและน้ำและข้อมูลอื่น ๆ โลกประกอบด้วยเปลือกที่มีศูนย์กลางหลายอัน: ภายนอก -บรรยากาศ (เปลือกก๊าซ), ไฮโดรสเฟียร์ (เปลือกน้ำ), ชีวมณฑล (พื้นที่กระจายตัวของสิ่งมีชีวิตตาม V.I. Vernadsky) และ ภายใน,ซึ่งเรียกว่าชั้นธรณีสัณฐานที่เหมาะสม (แกนกลาง ชั้นเนื้อโลก และเปลือกโลก) (รูปที่ 1)

บรรยากาศ อุทกสเฟียร์ ชีวมณฑล และส่วนบนสุดของเปลือกโลกสามารถเข้าถึงได้โดยตรงเพื่อสังเกตการณ์ ด้วยความช่วยเหลือของหลุมเจาะ มนุษย์สามารถศึกษาความลึกโดยทั่วไปได้สูงสุดถึง 8 กม. การขุดเจาะบ่อน้ำลึกพิเศษดำเนินการเพื่อวัตถุประสงค์ทางวิทยาศาสตร์ในประเทศสหรัฐอเมริกาและแคนาดาของเรา (ในรัสเซียมีความลึกมากกว่า

12 กม. ซึ่งทำให้สามารถเลือกตัวอย่างหินเพื่อศึกษาโดยตรงได้ทันที) เป้าหมายหลักของการขุดเจาะลึกพิเศษคือการเข้าถึงชั้นลึกของเปลือกโลก - ขอบเขตของชั้น "หินแกรนิต" และ "หินบะซอลต์" หรือขอบเขตด้านบนของเนื้อโลก โครงสร้างของส่วนลึกภายในของโลกได้รับการศึกษาโดยวิธีธรณีฟิสิกส์ ซึ่งวิธีแผ่นดินไหวและกราวิเมตริกมีความสำคัญมากที่สุด การศึกษาเรื่องที่เกิดขึ้นจากขอบเขตของเนื้อโลกควรทำให้ปัญหาโครงสร้างของโลกกระจ่างขึ้น เสื้อคลุมเป็นที่สนใจเป็นพิเศษเนื่องจาก

ข้าว. 1. การแสดงแผนผังของโครงสร้างโลก (ก)และเปลือกโลก (b):

ล- แกน; โดยซี -ปกคลุม; เกี่ยวกับ -เปลือกโลก; อี -บรรยากาศ (อ้างอิงจาก M. Vasich); 1 - ครอบคลุมเงินฝาก 2 - ชั้นคล้ายหินแกรนิต 3 - ชั้นหินบะซอลต์ เสื้อคลุม 4 ชั้น; 5-เสื้อคลุม

เปลือกโลกที่มีแร่ธาตุทั้งหมดก็ก่อตัวขึ้นจากสสารของมันในที่สุด

บรรยากาศตามอุณหภูมิที่กระจายอยู่ในนั้นจากล่างขึ้นบนแบ่งออกเป็นชั้นโทรโพสเฟียร์สตราโตสเฟียร์มีโซสเฟียร์เทอร์โมสเฟียร์และเอ็กโซสเฟียร์ โทรโพสเฟียร์คิดเป็นประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศทั้งหมด และสูงถึง 16-18 กม. ในส่วนเส้นศูนย์สูตรและ

8-10 กม. ในบริเวณขั้วโลก สตราโตสเฟียร์ขยายไปถึงระดับความสูง 55 กม. และมีชั้นโอโซนอยู่ที่ขอบเขตด้านบน ถัดมาเป็นมีโซสเฟียร์ที่ระดับความสูง 80 กม. เทอร์โมสเฟียร์ที่สูงถึง 800-1,000 กม. และสูงกว่านั้นคือชั้นนอกโซสเฟียร์ (ทรงกลมการกระจายตัว) ซึ่งประกอบขึ้นไม่เกิน 0.5% ของมวลบรรยากาศโลก ในองค์ประกอบของบรรยากาศประกอบด้วยไนโตรเจน (78.1%) ออกซิเจน (21.3%) อาร์กอน (1.28%) คาร์บอนไดออกไซด์ (0.04%) และก๊าซอื่น ๆ และไอน้ำเกือบทั้งหมด ปริมาณโอโซน (0 3) คือ 3.1 · 10 15 กรัม และปริมาณออกซิเจน (0 2) คือ 1.192 10 2! d เมื่ออยู่ห่างจากพื้นผิวโลกอุณหภูมิของบรรยากาศจะลดลงอย่างรวดเร็วและที่ระดับความสูง 10-12 กม. จะมีอุณหภูมิประมาณ -50 ° C อยู่แล้ว ในในชั้นโทรโพสเฟียร์ การก่อตัวของเมฆและการเคลื่อนตัวของอากาศร้อนจะรวมตัวกันหนาแน่น บนพื้นผิวโลก อุณหภูมิสูงสุดถูกบันทึกไว้ในลิเบีย (+58 °C ในร่ม) บนดินแดนของอดีตสหภาพโซเวียตในพื้นที่ Termez (+50 °C ในร่ม)

อุณหภูมิต่ำสุดถูกบันทึกไว้ในทวีปแอนตาร์กติกา (-87 °C) และในรัสเซีย - ในยาคุเตีย (-71 °C)

สตราโตสเฟียร์ -ชั้นถัดไปเหนือชั้นโทรโพสเฟียร์ การมีอยู่ของโอโซนในชั้นบรรยากาศนี้ทำให้อุณหภูมิในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นเป็น +50 °C แต่ที่ระดับความสูง 8-90 กม. อุณหภูมิจะลดลงอีกครั้งเป็น -60...-90 °C

ความกดอากาศเฉลี่ยที่ระดับน้ำทะเลคือ 1.0132 บาร์ (760 มม.ปรอท) และความหนาแน่นคือ 1.3 10 3 กรัม/ซม. ในบรรยากาศและเมฆปกคลุมดูดซับรังสีจากดวงอาทิตย์ได้ 18% จากความสมดุลของการแผ่รังสีของระบบชั้นบรรยากาศโลก อุณหภูมิเฉลี่ยบนพื้นผิวโลกจึงเป็นค่าบวก (+15 °C) แม้ว่าความผันผวนในเขตภูมิอากาศที่แตกต่างกันจะสูงถึง 150 °C ก็ตาม

ไฮโดรสเฟียร์- เปลือกน้ำที่มีบทบาทสำคัญในกระบวนการทางธรณีวิทยาของโลก ในองค์ประกอบประกอบด้วยน้ำทั้งหมดของโลก (มหาสมุทร ทะเล แม่น้ำ ทะเลสาบ น้ำแข็งภาคพื้นทวีป ฯลฯ) ไฮโดรสเฟียร์ไม่ก่อตัวเป็นชั้นต่อเนื่องและครอบคลุมพื้นผิวโลกถึง 70.8% ความหนาเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 3.8 กม. ความหนาที่ใหญ่ที่สุดคือมากกว่า 11 กม. (11,022 ม. - ร่องลึกบาดาลมาเรียนาในมหาสมุทรแปซิฟิก)

ไฮโดรสเฟียร์ของโลกมีอายุน้อยกว่าดาวเคราะห์ดวงนี้มาก ในช่วงแรกของการดำรงอยู่ พื้นผิวโลกปราศจากน้ำโดยสมบูรณ์ และไม่มีไอน้ำในชั้นบรรยากาศเลย การก่อตัวของไฮโดรสเฟียร์เกิดจากกระบวนการแยกน้ำออกจากเนื้อโลก ในปัจจุบัน ไฮโดรสเฟียร์ก่อให้เกิดเอกภาพอันแยกไม่ออกกับธรณีภาค บรรยากาศ และชีวมณฑล สำหรับส่วนหลัง - ชีวมณฑล - คุณสมบัติเฉพาะของน้ำในฐานะสารประกอบทางเคมีมีความสำคัญมากเช่นการเปลี่ยนแปลงปริมาตรระหว่างการเปลี่ยนน้ำจากสถานะเฟสหนึ่งไปอีกสถานะหนึ่ง (ระหว่างการแช่แข็ง

ในระหว่างการระเหย); ความสามารถในการละลายสูงเมื่อเทียบกับสารประกอบเกือบทั้งหมดบนโลก

การมีอยู่ของน้ำเป็นสิ่งที่รับประกันการดำรงอยู่ของสิ่งมีชีวิตบนโลกในรูปแบบที่เรารู้จักโดยเนื้อแท้ จากน้ำซึ่งเป็นสารประกอบเชิงเดี่ยวและคาร์บอนไดออกไซด์ พืชสามารถสร้างสารประกอบอินทรีย์ที่ซับซ้อนได้ภายใต้อิทธิพลของพลังงานแสงอาทิตย์และต่อหน้าคลอโรฟิลล์ ซึ่งจริงๆ แล้วเป็นกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสง น้ำบนโลกมีการกระจายไม่สม่ำเสมอ โดยส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ที่พื้นผิว เมื่อสัมพันธ์กับปริมาตรของโลก ปริมาตรรวมของไฮโดรสเฟียร์จะต้องไม่เกิน 0.13% ส่วนหลักของไฮโดรสเฟียร์คือมหาสมุทรโลก (94%) ซึ่งมีพื้นที่ 361059 กม. 2 และมีปริมาตรรวม 1,370 ล้านกม. 3 ในเปลือกโลกมีน้ำ 4.42 10 23 กรัม ในเปลือกมหาสมุทร -3.61 10 23 กรัม ในตาราง รูปที่ 1 แสดงการกระจายตัวของน้ำบนโลก

ตารางที่ 1

ปริมาตรของไฮโดรสเฟียร์และความเข้มของการแลกเปลี่ยนน้ำ

^น้ำใต้ดินเพียง 4,000,000 กม. 3 ซึ่งอยู่ที่ระดับความลึกตื้นเท่านั้นที่สามารถแลกเปลี่ยนและใช้งานน้ำได้

อุณหภูมิของน้ำในมหาสมุทรเปลี่ยนแปลงไม่เพียงแต่ขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่ (ใกล้กับขั้วโลกหรือเส้นศูนย์สูตร) ​​แต่ยังขึ้นอยู่กับความลึกของมหาสมุทรด้วย ความแปรปรวนของอุณหภูมิสูงสุดพบได้ในชั้นผิวจนถึงระดับความลึก 150 ม. อุณหภูมิของน้ำสูงสุดในชั้นบนพบในอ่าวเปอร์เซีย (+35.6 °C) และอุณหภูมิต่ำสุดในมหาสมุทรอาร์กติก (-2.8 ° ค).

องค์ประกอบทางเคมีของไฮโดรสเฟียร์มีความหลากหลายมาก ตั้งแต่น้ำจืดไปจนถึงน้ำเค็มมาก เช่น น้ำเกลือ

แหล่งน้ำมากกว่า 98% บนโลกเป็นน้ำเค็มในมหาสมุทร ทะเล และทะเลสาบบางแห่ง ^gtateke minera จิ๋ม หยาง-

น้ำใต้ดินใหม่ ปริมาตรน้ำจืดทั้งหมดบนโลกอยู่ที่ 28.25 ล้านตารางกิโลเมตร ซึ่งคิดเป็นประมาณ 2% ของปริมาตรไฮโดรสเฟียร์ทั้งหมด โดยน้ำจืดส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ในแผ่นน้ำแข็งทวีปแอนตาร์กติกา กรีนแลนด์ เกาะขั้วโลก และภูเขาสูง ภูมิภาค ปัจจุบันน้ำนี้ไม่สามารถเข้าถึงได้เพื่อการใช้งานจริงของมนุษย์

มหาสมุทรโลกมีคาร์บอนไดออกไซด์ 1.4-10 2 (C0 2) ซึ่งมากกว่าในชั้นบรรยากาศเกือบ 60 เท่า มีออกซิเจนละลายอยู่ในมหาสมุทร 8 10 18 กรัม หรือน้อยกว่าในบรรยากาศเกือบ 150 เท่า ทุกปีแม่น้ำจะบรรทุกวัสดุที่เป็นอันตรายประมาณ 2.53 10 16 กรัมจากพื้นดินสู่มหาสมุทรซึ่งแขวนลอยอยู่เกือบ 2.25 10 16 กรัม ส่วนที่เหลือละลายน้ำได้และเป็นอินทรียวัตถุ

ความเค็ม (เฉลี่ย) ของน้ำทะเลคือ 3.5% (35 กรัม/ลิตร) นอกจากคลอไรด์ ซัลเฟต และคาร์บอเนตแล้ว น้ำทะเลยังประกอบด้วยไอโอดีน ฟลูออรีน ฟอสฟอรัส รูบิเดียม ซีเซียม ทอง และองค์ประกอบอื่นๆ เกลือ 0.48 10 23 กรัมละลายในน้ำ

การวิจัยใต้ท้องทะเลลึกที่ดำเนินการในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมาทำให้สามารถระบุการมีอยู่ของกระแสน้ำในแนวนอนและแนวตั้ง และการดำรงอยู่ของรูปแบบสิ่งมีชีวิตตลอดทั้งแนวน้ำ โลกอินทรีย์แห่งท้องทะเลแบ่งออกเป็นสัตว์หน้าดิน แพลงก์ตอน เน็กตัน ฯลฯ สัตว์หน้าดินซึ่งรวมถึงสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่บนพื้นดินและในดินของแหล่งน้ำในทะเลและในทวีป แพลงก์ตอน- ชุดของสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่ในเสาน้ำซึ่งไม่สามารถต้านทานการเคลื่อนย้ายของกระแสน้ำได้ เน็กตัน- ว่ายน้ำอย่างแข็งขัน เช่น ปลาและสัตว์ทะเลอื่นๆ

ปัจจุบันปัญหาการขาดแคลนน้ำจืดกำลังกลายเป็นปัญหาร้ายแรง ซึ่งเป็นหนึ่งในองค์ประกอบของวิกฤตสิ่งแวดล้อมโลกที่กำลังพัฒนา ความจริงก็คือน้ำจืดไม่เพียงจำเป็นสำหรับความต้องการด้านประโยชน์ของมนุษย์เท่านั้น (การดื่ม การทำอาหาร การซักล้าง ฯลฯ) แต่ยังรวมถึงกระบวนการทางอุตสาหกรรมส่วนใหญ่ด้วย ไม่ต้องพูดถึงความจริงที่ว่า น้ำจืดเท่านั้นที่เหมาะสำหรับการผลิตทางการเกษตร - เทคโนโลยีทางการเกษตรและ การเลี้ยงปศุสัตว์ เนื่องจากพืชและสัตว์ส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่บนบกและใช้น้ำจืดเพียงอย่างเดียวในการดำเนินกิจกรรมของชีวิต การเติบโตของประชากรโลก (มีผู้คนมากกว่า 6 พันล้านคนบนโลกนี้) และการพัฒนาอุตสาหกรรมและการผลิตทางการเกษตรที่เกี่ยวข้องนำไปสู่ความจริงที่ว่าทุกปีผู้คนใช้น้ำจืด 3.5 พันกิโลเมตร 3 โดยมีการสูญเสียที่ไม่สามารถย้อนกลับได้ รวมระยะทาง 150 กม. 3. ส่วนของไฮโดรสเฟียร์ที่เหมาะกับการจ่ายน้ำคือ 4.2 กม. 3 ซึ่งคิดเป็นเพียง 0.3% ของปริมาตรของไฮโดรสเฟียร์ รัสเซียมีแหล่งน้ำจืดค่อนข้างมาก (แม่น้ำประมาณ 150,000 แห่ง ทะเลสาบ 200,000 แห่ง อ่างเก็บน้ำและสระน้ำหลายแห่ง

ปริมาณน้ำบาดาลจำนวนมาก) แต่การกระจายตัวของปริมาณสำรองเหล่านี้ทั่วประเทศยังห่างไกลจากความสม่ำเสมอ

ไฮโดรสเฟียร์มีบทบาทสำคัญในการปรากฏตัวของกระบวนการทางธรณีวิทยาหลายอย่าง โดยเฉพาะในบริเวณพื้นผิวของเปลือกโลก ในอีกด้านหนึ่งภายใต้อิทธิพลของไฮโดรสเฟียร์การทำลายหินอย่างเข้มข้นรวมถึงการเคลื่อนไหวและการสะสมใหม่เกิดขึ้น ในทางกลับกัน ไฮโดรสเฟียร์ทำหน้าที่เป็นปัจจัยสร้างสรรค์ที่ทรงพลังโดยพื้นฐานแล้วเป็นแอ่งสำหรับการสะสมภายในขอบเขตความหนาที่สำคัญ ของตะกอนจากส่วนผสมต่างๆ

ชีวมณฑลมีปฏิสัมพันธ์อย่างต่อเนื่องกับธรณีภาค ไฮโดรสเฟียร์ และบรรยากาศ ซึ่งส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อองค์ประกอบและโครงสร้างของเปลือกโลก

โดยทั่วไปแล้ว ชีวมณฑลในปัจจุบันเป็นที่เข้าใจกันว่าเป็นพื้นที่สำหรับการแพร่กระจายของสิ่งมีชีวิต (สิ่งมีชีวิตในรูปแบบที่วิทยาศาสตร์รู้จัก) มันเป็นเปลือกที่มีการจัดระเบียบที่ซับซ้อนซึ่งเชื่อมโยงกันด้วยวัฏจักรทางชีวเคมี (และธรณีเคมี) ของการอพยพของสสาร พลังงาน และข้อมูล นักวิชาการ V.I. Vernadsky ในแนวคิดเรื่องชีวมณฑลรวมถึงโครงสร้างทั้งหมดของโลกที่เกี่ยวข้องทางพันธุกรรมกับสิ่งมีชีวิต กิจกรรมของสิ่งมีชีวิตในอดีตหรือปัจจุบัน ประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาของโลกส่วนใหญ่มีความเกี่ยวข้องกับกิจกรรมของสิ่งมีชีวิตโดยเฉพาะในส่วนพื้นผิวของเปลือกโลก เช่น เหล่านี้เป็นชั้นตะกอนหนามากของหินออร์แกนิก เช่น หินปูน ไดอะตอมไมต์ เป็นต้น พื้นที่ของ ​​การแพร่กระจายของชีวมณฑลถูกจำกัดในชั้นบรรยากาศโดยชั้นโอโซน (ประมาณ 18-50 กม. เหนือพื้นผิวโลก) ซึ่งเหนือสิ่งอื่นใดรูปแบบสิ่งมีชีวิตที่รู้จักบนโลกนั้นเป็นไปไม่ได้หากไม่มีวิธีป้องกันพิเศษดังที่กระทำในอวกาศ เที่ยวบินนอกชั้นบรรยากาศและไปยังดาวเคราะห์ดวงอื่น จนกระทั่งเมื่อไม่นานมานี้ ชีวมณฑลได้ขยายไปสู่ส่วนลึกของโลกจนถึงระดับความลึก 11,022 ม. ในร่องลึกบาดาลมาเรียนา แต่เมื่อเจาะบ่อน้ำที่ลึกมากเป็นพิเศษของ Kola ก็ไปถึงความลึกมากกว่า 12 กม. ซึ่งหมายความว่าสิ่งมีชีวิตแทรกซึมเข้าไปถึงระดับความลึกนี้ .

โครงสร้างภายในของโลกตามแนวคิดสมัยใหม่ประกอบด้วยแกนกลาง เปลือกโลก และเปลือกโลก ขอบเขตระหว่างสิ่งเหล่านี้ค่อนข้างไม่แน่นอนเนื่องจากมีการแทรกซึมทั้งในพื้นที่และเชิงลึก (ดูรูปที่ 1)

แกนโลกประกอบด้วยแกนด้านนอก (ของเหลว) และแกนด้านใน (ของแข็ง) รัศมีของแก่นชั้นใน (ที่เรียกว่าชั้น B) อยู่ที่ประมาณ 1,200-1250 กม. ชั้นเปลี่ยนผ่าน (B) ระหว่างแกนในและแกนนอกมีความหนาประมาณ 300-400 กม. และรัศมีของแกนกลางชั้นนอก คือ 3,450-3,500 กม. (ตามลำดับความลึกคือ 2870-2920 กม ) ความหนาแน่นของสสารในแกนโลกชั้นนอกเพิ่มขึ้นตามความลึกจาก 9.5 เป็น 12.3 กรัม/ซม.3 ในภาคกลาง

ในแกนกลางชั้นใน ความหนาแน่นของสสารสูงถึงเกือบ 14 กรัม/ซม.3 ทั้งหมดนี้แสดงให้เห็นว่ามวลของแกนกลางโลกมีมากถึง 32% ของมวลทั้งหมดของโลก ในขณะที่ปริมาตรอยู่ที่ประมาณ 16% ของปริมาตรโลก ผู้เชี่ยวชาญสมัยใหม่เชื่อว่าแกนโลกเป็นเหล็กเกือบ 90% โดยมีส่วนผสมของออกซิเจน ซัลเฟอร์ คาร์บอน และไฮโดรเจน และแกนโลกชั้นในมีองค์ประกอบของเหล็ก-นิกเกิล ซึ่งสอดคล้องกับองค์ประกอบของตัวเลขตามแนวคิดสมัยใหม่ ของอุกกาบาตที่ศึกษา

เสื้อคลุมโลกมันเป็นเปลือกซิลิเกตระหว่างแกนกลางและฐานของเปลือกโลก มวลของเนื้อโลกคิดเป็น 67.8% ของมวลทั้งหมดของโลก (O.G. Sorokhtin, 1994) การศึกษาทางธรณีฟิสิกส์ได้พิสูจน์แล้วว่าเนื้อโลกสามารถแบ่งออกได้ (ดูรูปที่ 1) เสื้อคลุมตอนบน(ชั้น ดีที่ความลึก 400 กม.) เลเยอร์การเปลี่ยนแปลง Golitsyn(ชั้น C ที่ความลึก 400 ถึง 1,000 กม.) และ เสื้อคลุมล่าง(ชั้น ในโดยมีฐานอยู่ที่ระดับความลึกประมาณ 2,900 กิโลเมตร) ใต้มหาสมุทรในเนื้อโลกตอนบนมีชั้นหนึ่งซึ่งวัสดุเนื้อโลกอยู่ในสภาพหลอมละลายบางส่วน องค์ประกอบที่สำคัญมากในโครงสร้างของเนื้อโลกคือโซนที่อยู่บริเวณฐานของเปลือกโลก ในทางกายภาพ มันแสดงถึงพื้นผิวของการเปลี่ยนแปลงจากบนลงล่างจากหินแข็งเย็นตัวไปเป็นสสารที่หลอมเหลวบางส่วน ซึ่งอยู่ในสถานะพลาสติกและประกอบเป็นแอสทีโนสเฟียร์

ตามแนวคิดสมัยใหม่ แมนเทิลมีองค์ประกอบอุลตร้ามาฟิค (ไพโรไลต์ ซึ่งเป็นส่วนผสมของเพอริโดไทต์ 75% และหินบะซอลต์หรือแอลเฮอร์โซไลท์โทเลอไรต์ 25%) ดังนั้นจึงมักเรียกว่าเพอริโดไทต์หรือเปลือก "หิน" เนื้อหาของธาตุกัมมันตภาพรังสีในเนื้อโลกมีค่าต่ำมาก ดังนั้นโดยเฉลี่ย 10 -8% 13; 10~ 7% TH, 10" 6% 40 K ปัจจุบันเนื้อโลกได้รับการประเมินว่าเป็นแหล่งที่มาของปรากฏการณ์แผ่นดินไหวและภูเขาไฟ กระบวนการสร้างภูเขา รวมถึงบริเวณที่เกิดแม็กมาติซึม

เปลือกโลกแสดงถึงชั้นบนของโลกซึ่งมีขอบเขตหรือฐานด้านล่างตามข้อมูลแผ่นดินไหวตามชั้นโมโฮโรวิซิก โดยที่ความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นยืดหยุ่น (แผ่นดินไหว) เพิ่มขึ้นอย่างฉับพลันสูงถึง 8.2 กม./วินาที คือ เข้าใจแล้ว.

สำหรับวิศวกรธรณีวิทยา เปลือกโลกเป็นวัตถุหลัก วิจัยมันอยู่บนพื้นผิวและในส่วนลึกที่มีการสร้างโครงสร้างทางวิศวกรรมนั่นคือดำเนินกิจกรรมการก่อสร้าง โดยเฉพาะอย่างยิ่งในการแก้ปัญหาในทางปฏิบัติหลายประการ สิ่งสำคัญคือต้องชี้แจงกระบวนการสร้างพื้นผิวเปลือกโลกและประวัติความเป็นมาของการก่อตัวนี้ให้ชัดเจน

โดยทั่วไปพื้นผิวเปลือกโลกก่อตัวขึ้นภายใต้อิทธิพลของกระบวนการที่ตรงข้ามกัน:

• ภายนอกรวมถึงกระบวนการแปรสัณฐานและแม็กมาติกที่นำไปสู่การเคลื่อนที่ในแนวดิ่งในเปลือกโลก - การยกและการทรุดตัวเช่น สร้าง "ความผิดปกติ" ในการบรรเทา
• ภายนอกทำให้เกิดการสูญเสีย (แบนราบปรับระดับ) ของการบรรเทาเนื่องจากการผุกร่อนการกัดเซาะประเภทต่าง ๆ และแรงโน้มถ่วง
• การตกตะกอน (การตกตะกอน) เป็นการ "เติม" ด้วยตะกอนความผิดปกติทั้งหมดที่เกิดขึ้นระหว่างการสร้างร่างกาย

ปัจจุบันเปลือกโลกมีอยู่ 2 ประเภท ได้แก่ ทวีป "หินบะซอลต์" และ "หินแกรนิต"

เปลือกโลกมหาสมุทรมันค่อนข้างง่ายในการจัดองค์ประกอบและแสดงถึงการก่อตัวสามชั้น ชั้นบนซึ่งมีความหนาแตกต่างกันไปตั้งแต่ 0.5 กม. ในตอนกลางของมหาสมุทรถึง 15 กม. ใกล้กับสามเหลี่ยมปากแม่น้ำน้ำลึกและทางลาดเอียงของทวีปที่ซึ่งวัสดุบนดินเกือบทั้งหมดสะสมอยู่ ในขณะที่ในพื้นที่อื่น ๆ ของมหาสมุทรวัสดุตะกอนคือ แสดงด้วยตะกอนคาร์บอเนตและดินเหนียวใต้ทะเลลึกสีแดงที่ไม่ใช่คาร์บอเนต ชั้นที่สองประกอบด้วยลาวาหมอนที่ทำจากหินบะซอลต์ประเภทมหาสมุทร ใต้ด้วยคันดินโดเลอไรต์ที่มีองค์ประกอบเดียวกัน ความหนารวมของชั้นนี้คือ 1.5-2 กม. ชั้นที่สามในส่วนบนของส่วนนี้แสดงด้วยชั้นของแกบโบร ซึ่งอยู่ใต้ด้วยงูคดเคี้ยวใกล้กับสันเขากลางมหาสมุทร ความหนารวมของชั้นที่สามอยู่ระหว่าง 4.7 ถึง 5 กม.

ความหนาแน่นเฉลี่ยของเปลือกโลกมหาสมุทร (ไม่มีการตกตะกอน) คือ 2.9 g/cm 3 มวลของมันคือ 6.4 10 24 g และปริมาตรตะกอนคือ 323 ล้าน km 3 เปลือกโลกในมหาสมุทรก่อตัวขึ้นในบริเวณรอยแยกของสันเขากลางมหาสมุทร เนื่องมาจากการปล่อยหินบะซอลต์ที่ละลายออกจากชั้นแอสทีโนสเฟียร์ของโลก และการเทหินบะซอลต์ที่ทนได้ลงสู่พื้นมหาสมุทร เป็นที่ยอมรับกันว่าหินบะซอลต์ 12 กม. 3 มาจากชั้นบรรยากาศโลกทุกปี กระบวนการแปรสัณฐาน-แมกมาติกอันยิ่งใหญ่ทั้งหมดนี้มาพร้อมกับแผ่นดินไหวที่เพิ่มขึ้นและไม่เท่าเทียมกันในทวีปต่างๆ

เปลือกโลกทวีปแตกต่างอย่างมากจากมหาสมุทรในด้านความหนา โครงสร้าง และองค์ประกอบ ความหนาของมันแตกต่างกันไปจาก 20-25 กม. ใต้ส่วนโค้งของเกาะและพื้นที่ที่มีเปลือกโลกแบบเปลี่ยนผ่านไปจนถึง 80 กม. ใต้แถบพับเล็ก ๆ ของโลกเช่นใต้เทือกเขาแอนดีสหรือแถบอัลไพน์ - หิมาลัย ความหนาของเปลือกโลกใต้แท่นโบราณเฉลี่ย 40 กม. เปลือกโลกทวีปประกอบด้วยสามชั้น ชั้นบนเป็นตะกอน และสองชั้นล่างเป็นหินผลึก ชั้นตะกอนประกอบด้วยตะกอนดินเหนียวและคาร์บอเนตของแอ่งน้ำตื้น

และมีความหนาแตกต่างกันมากตั้งแต่ 0 บนโล่โบราณไปจนถึง 15 กม. ในร่องขอบของชานชาลา ใต้ชั้นตะกอนมีหิน “หินแกรนิต” พรีแคมเบรียน ซึ่งมักถูกเปลี่ยนรูปโดยกระบวนการของการแปรสภาพในระดับภูมิภาค ถัดไปคือชั้นหินบะซอลต์ ความแตกต่างระหว่างเปลือกโลกมหาสมุทรและเปลือกทวีปคือการมีชั้นหินแกรนิตในส่วนหลัง นอกจากนี้เปลือกโลกในมหาสมุทรและทวีปยังอยู่ใต้หินของชั้นเนื้อโลกตอนบน

เปลือกโลกมีส่วนประกอบของอะลูมิโนซิลิเกต ซึ่งส่วนใหญ่เป็นสารประกอบที่หลอมละลายได้ องค์ประกอบทางเคมีที่โดดเด่น ได้แก่ ออกซิเจน (43.13%) ซิลิคอน (26%) และอลูมิเนียม (7.45%) ในรูปของซิลิเกตและออกไซด์ (ตารางที่ 2)

ตารางที่ 2

องค์ประกอบทางเคมีโดยเฉลี่ยของเปลือกโลก

องค์ประกอบทางเคมีของเปลือกโลก% มีดังต่อไปนี้: เป็นกรด

เพศ - 46.8; ซิลิคอน - 27.3; อลูมิเนียม - 8.7; เหล็ก -5.1; แคลเซียม - 3.6; โซเดียม - 2.6; โพแทสเซียม - 2.6; แมกนีเซียม - 2.1; อื่น ๆ - 1.2.

จากข้อมูลล่าสุดแสดงให้เห็นว่า องค์ประกอบของเปลือกโลกในมหาสมุทรมีความคงที่มากจนถือได้ว่าเป็นหนึ่งในค่าคงที่ของโลก เช่นเดียวกับองค์ประกอบของอากาศในชั้นบรรยากาศหรือความเค็มเฉลี่ยของน้ำทะเล นี่คือหลักฐานของความสามัคคีของกลไกการก่อตัวของมัน

สถานการณ์สำคัญที่ทำให้เปลือกโลกแตกต่างจากธรณีสเฟียร์ภายในอื่น ๆ คือการมีอยู่ของไอโซโทปกัมมันตภาพรังสีอายุยืนที่เพิ่มขึ้นของยูเรเนียม 232 และทอเรียม 237 T, โพแทสเซียม 40 K และความเข้มข้นสูงสุดนั้นถูกบันทึกไว้สำหรับ "หินแกรนิต" ชั้นของเปลือกโลกทวีป ในขณะที่เปลือกโลกในมหาสมุทรมีสารกัมมันตภาพรังสีอยู่ แต่ธาตุต่างๆ ก็ไม่มีความสำคัญมากนัก

ข้าว. 3. บล็อกไดอะแกรมของรอยเลื่อนการแปลงสภาพในมหาสมุทร

เปลือกโลก

ภูเขาไฟ

ยู่ยี่

คอนติเนนตัล

เปลือกโลก

การบุกรุกจากอัคนี

ละลาย

ข้าว. 2. ส่วนแผนผังของโซนอันเดอร์ดันของเปลือกโลกในมหาสมุทร

ภายใต้ทวีป

เปลือกโลก- นี่คือเปลือกโลกที่รวมเปลือกโลกและส่วนหนึ่งของเนื้อโลกตอนบนเข้าด้วยกัน คุณลักษณะเฉพาะของเปลือกโลกคือประกอบด้วยหินที่มีสถานะเป็นผลึกแข็งและมีความแข็งและทนทาน เมื่อมองลงไปจากพื้นผิวโลก จะมีอุณหภูมิเพิ่มขึ้น เปลือกพลาสติกของเสื้อคลุมที่อยู่ใต้เปลือกโลกคือแอสเทโนสเฟียร์ซึ่งที่อุณหภูมิสูงสารจะละลายบางส่วนและเป็นผลให้แอสทีโนสเฟียร์ไม่มีความแข็งแรงและสามารถเปลี่ยนรูปพลาสติกได้ซึ่งแตกต่างจากเปลือกโลกซึ่งต่างจากเปลือกโลก ขึ้นอยู่กับความสามารถ ไหลได้แม้ภายใต้อิทธิพลของแรงกดดันส่วนเกินที่ต่ำมาก (รูปที่ 2, 3) ในแง่ของแนวคิดสมัยใหม่ ตามทฤษฎีการแปรสัณฐานของแผ่นธรณีภาค พบว่าแผ่นธรณีภาคที่ประกอบเป็นเปลือกนอกของโลกเกิดขึ้นเนื่องจากการเย็นลงและการตกผลึกโดยสมบูรณ์ของสารที่หลอมละลายบางส่วนในชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ คล้ายกับสิ่งที่เกิดขึ้น เช่น ในแม่น้ำเมื่อน้ำกลายเป็นน้ำแข็งและเกิดน้ำแข็งในวันที่อากาศหนาวจัด

ควรสังเกตว่า lherzolite ที่ประกอบเป็นเนื้อโลกตอนบนมีองค์ประกอบที่ซับซ้อนดังนั้นสารของ asthenosphere ซึ่งอยู่ในสถานะของแข็งจึงเป็นกลไก

อ่อนแอลงมากจนสามารถคืบคลานได้ นี่แสดงให้เห็นว่าชั้นบรรยากาศของโลกมีพฤติกรรมเหมือนของเหลวหนืดตามมาตราส่วนเวลาทางธรณีวิทยา ดังนั้นเปลือกโลกจึงสามารถเคลื่อนที่ได้สัมพันธ์กับเนื้อโลกตอนล่างเนื่องจากการอ่อนตัวลงของแอสเทโนสเฟียร์ ข้อเท็จจริงสำคัญที่ยืนยันความเป็นไปได้ของการเคลื่อนตัวของแผ่นเปลือกโลกก็คือชั้นบรรยากาศชั้นบรรยากาศปรากฏทั่วโลก แม้ว่าความลึก ความหนา และคุณสมบัติทางกายภาพจะแตกต่างกันอย่างมากก็ตาม ความหนาของเปลือกโลกแตกต่างกันไปจากหลายกิโลเมตรใต้หุบเขารอยแยกของสันเขากลางมหาสมุทรถึง 100 กม. ใต้ขอบมหาสมุทรและภายใต้เกราะป้องกันโบราณความหนาของเปลือกโลกถึง 300-350 กม.

ผลของการพัฒนาทางธรณีวิทยาของโลกคือการก่อตัวของเปลือกชั้นบนสุด ได้แก่ ชั้นบรรยากาศ อุทกสเฟียร์ และเปลือกโลก สิ่งนี้เกิดขึ้นเนื่องจากการเย็นลงของพื้นผิวโลกและนำไปสู่การก่อตัวของหินบะซอลต์ปฐมภูมิหรือองค์ประกอบที่คล้ายกันในเปลือกโลก เกือบจะพร้อมกันเนื่องจากการควบแน่นของไอน้ำ เปลือกน้ำของดาวเคราะห์ - ไฮโดรสเฟียร์ - จึงก่อตัวขึ้น

การก่อตัวและโครงสร้างของเปลือกโลก เปลือกโลกเกิดจากหินที่มีรูปแบบการเกิดต่างๆ กัน หินเรียงกันเป็นชั้นแนวนอนหรือแตกหักด้วยรอยเลื่อนและพับเก็บ การเกิดขึ้นของหินมักเกิดจากแรงภายใน (ภายนอก) โครงสร้างของเปลือกโลกที่เกิดจากกระบวนการภายนอกเรียกว่าโครงสร้างเปลือกโลกหรือเปลือกโลก

ภูมิประเทศสมัยใหม่ของโลกมีวิวัฒนาการมาเป็นเวลาหลายร้อยล้านปีและยังคงเปลี่ยนแปลงภายใต้อิทธิพลของการกระทำที่รวมกันของกระบวนการเปลือกโลก อุทกสเฟียร์ ชั้นบรรยากาศ และชีวภาพบนพื้นผิวของมัน สิ่งนี้เริ่มต้นเมื่อประมาณ 3.5 พันล้านปีก่อน ซึ่งเป็นช่วงที่ส่วนโค้งของภูเขาไฟเริ่มก่อตัว การก่อตัวของส่วนโค้งของภูเขาไฟเกิดขึ้นบนเปลือกโลกที่เหลือหรือชั้นทุติยภูมิซึ่งเกิดขึ้นในระหว่างการยืดตัวของเปลือกโลกในมหาสมุทรเหนือโซนการมุดตัว (การชนกันของแผ่นธรณีภาคและการมุดตัวของพวกมันใต้กันด้วยการก่อตัวของส่วนโค้งของภูเขาไฟ) เป็นผลให้เมื่อประมาณ 2.7-2.5 พันล้านปีก่อนพื้นที่เปลือกโลกทวีปที่สำคัญเกิดขึ้นซึ่งเห็นได้ชัดว่ารวมกันเป็นทวีปเดียว - Pangaea แห่งแรกในประวัติศาสตร์ของโลก ความหนาของเปลือกโลกนี้มีความหนาถึง 35-40 กม. แล้ว ส่วนล่างของมันภายใต้อิทธิพลของแรงกดดันและอุณหภูมิสูงทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญและในระดับกลางหินแกรนิตจำนวนมากก็ถูกละลาย

ช่วงเวลาสำคัญถัดไปในการพัฒนาโลกเกิดขึ้นเมื่อประมาณ 2.5 พันล้านปีก่อน มหาทวีปที่ถือกำเนิดในระยะก่อนหน้านี้ - แพงเจียที่ 1 - มีการเปลี่ยนแปลงครั้งสำคัญและเมื่อ 2.2 พันล้านปีก่อนได้แยกออกเป็นทวีปที่ค่อนข้างเล็กแยกจากกัน โดยแยกจากแอ่งที่มีเปลือกโลกมหาสมุทรที่เพิ่งก่อตัวขึ้นใหม่ ร่องรอยบางส่วนของระยะการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลกเหล่านี้ยังคงพบเห็นได้ในปัจจุบัน ระยะแรก (ก่อนการเกิดขึ้นของ Pangaea) มักจะเรียกว่าเปลือกโลกแผ่นเปลือกโลกตัวอ่อนและชั้นที่สอง - แผ่นเปลือกโลกขนาดเล็ก เมื่อสิ้นสุดช่วงที่สอง เมื่อประมาณ 1.7 พันล้านปีก่อน ทวีปต่างๆ ได้รวมเข้าด้วยกันเป็นทวีปเดียวอีกครั้ง พังเจีย-เอ็น ถูกสร้างขึ้น การล่มสลายของมันเริ่มต้นเมื่อประมาณ 1 พันล้านปีก่อน แม้ว่าการแยกจากกันบางส่วนและการพบกันใหม่อาจเกิดขึ้นก่อนหน้านั้นก็ตาม

ในช่วง 1-0.6 พันล้านปีก่อน แผนโครงสร้างของโลกมีการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่และใกล้ชิดกับแผนสมัยใหม่มากขึ้น จากจุดนี้เป็นต้นไป การแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลกขนาดเต็มได้เริ่มต้นขึ้น เป็นเพราะความจริงที่ว่าเปลือกโลกถูกแบ่งออกเป็นแผ่นแข็งและเสาหินขนาดใหญ่ (5,000 กม.) และขนาดกลาง (1,000 กม.) ในจำนวน จำกัด ซึ่งตั้งอยู่บนเปลือกพลาสติกและมีความหนืดมากขึ้น - แอสเทโนสเฟียร์ . แผ่นเปลือกโลกเริ่มเคลื่อนตัวไปตามแอสเทโนสเฟียร์ในแนวนอน ก่อให้เกิดการแยกตัวและการลบ ซึ่งโดยเฉลี่ยแล้วจะชดเชยซึ่งกันและกันในระดับดาวเคราะห์ ดังนั้นในประวัติศาสตร์ของโลกในฐานะดาวเคราะห์ กระบวนการก่อตัวและการสลายตัวของ Pangea จึงเกิดขึ้นซ้ำแล้วซ้ำอีก ระยะเวลาของวัฏจักรดังกล่าวคือ 500-600 ล้านปี คาบที่ซ้อนทับบนคาบขนาดใหญ่นี้คือคาบของเกล็ดเล็กที่เกี่ยวข้องกับการยืดและการอัดตัวของเปลือกโลก

อันเป็นผลมาจากกิจกรรมการแปรสัณฐาน การบรรเทาของพื้นผิวโลกในปัจจุบันมีลักษณะเฉพาะคือความไม่สมดุลของโลกของซีกโลกทั้งสอง (ภาคเหนือและภาคใต้) หนึ่งในนั้นคือพื้นที่ขนาดมหึมาที่เต็มไปด้วยน้ำ เหล่านี้เป็นมหาสมุทรซึ่งครอบครองมากกว่า 70% ของพื้นผิวทั้งหมด ในซีกโลกอื่น การยกเปลือกโลกที่ก่อตัวเป็นทวีปต่างๆ นั้นมีความเข้มข้น ความไม่สมดุลระดับโลกในโครงสร้างของพื้นผิวโลกของเราถูกสังเกตมานานแล้วซึ่งทำให้สามารถแบ่งภูมิประเทศของดาวเคราะห์ออกเป็นสองส่วนหลัก - มหาสมุทรและทวีป พื้นมหาสมุทรและทวีปต่างกันในเรื่องโครงสร้างของเปลือกโลก องค์ประกอบทางเคมีและปิโตรกราฟิก รวมถึงประวัติความเป็นมาของการพัฒนาทางธรณีวิทยา เปลือกโลกมีความหนาเพิ่มขึ้นในพื้นที่ทวีปและลดความหนาในบริเวณพื้นมหาสมุทร

ความหนาเฉลี่ยของเปลือกโลกทวีปคือ 35 กม. ชั้นบนอุดมไปด้วยหินแกรนิต ชั้นล่าง - แมกมาบะซอลต์ ก้นมหาสมุทรไม่มีชั้นหินแกรนิต และเปลือกโลกประกอบด้วยชั้นหินบะซอลต์เท่านั้น ความหนา 5-10 กม. นอกจากนี้ เปลือกโลกทวีปยังมีธาตุกัมมันตรังสีที่สร้างความร้อนมากกว่าเปลือกโลกบางในมหาสมุทร

เปลือกโลกซึ่งก่อตัวเป็นส่วนบนของเปลือกโลกส่วนใหญ่ประกอบด้วยองค์ประกอบทางเคมี 8 องค์ประกอบ ได้แก่ ออกซิเจน ซิลิคอน อลูมิเนียม เหล็ก แคลเซียม แมกนีเซียม โซเดียม และโพแทสเซียม ครึ่งหนึ่งของมวลทั้งหมดของเปลือกไม้คือออกซิเจนซึ่งบรรจุอยู่ในนั้นในสถานะที่ถูกผูกไว้โดยส่วนใหญ่อยู่ในรูปของออกไซด์ของโลหะ

เปลือกโลกประกอบด้วยหินหลายประเภทและต้นกำเนิดที่แตกต่างกัน มากกว่า 70% เป็นหินอัคนี 20% เป็นหินแปร และ 9% เป็นหินตะกอน

เราไม่ควรลืมว่าพื้นผิวโลกประกอบด้วยแผ่นเปลือกโลก ซึ่งจำนวนและตำแหน่งที่เปลี่ยนแปลงไปในแต่ละยุคสมัย แผ่นคือมวลทั้งหมดของเปลือกโลกและเนื้อโลกที่อยู่ด้านล่าง ซึ่งเคลื่อนที่เป็นหน่วยเดียวทั่วพื้นผิวโลก ปัจจุบันมีแผ่นคอนกรีตขนาดใหญ่ 8-9 แผ่น และแผ่นเล็กมากกว่า 10 แผ่น แผ่นเปลือกโลกเคลื่อนที่ช้าๆ ในแนวนอน (เปลือกโลก) ในพื้นที่ของหุบเขารอยแยกซึ่งมีการนำวัสดุเนื้อโลกออกไปด้านนอก แผ่นเปลือกโลกจะแยกออก และในสถานที่ที่มีการกระจัดในแนวนอนของแผ่นเปลือกโลกข้างเคียงที่สวนทางกัน แผ่นเปลือกโลกจะเคลื่อนเข้าหากัน ตามขอบเขตของแผ่นเปลือกโลกจะมีโซนของกิจกรรมการแปรสัณฐานที่เพิ่มขึ้น

เมื่อแผ่นเปลือกโลกเคลื่อนตัว ขอบของมันจะถูกบดอัดจนกลายเป็นเทือกเขาหรือบริเวณภูเขาทั้งหมด แผ่นมหาสมุทรที่เกิดจากรอยแยกรอยแยกจะมีความหนาเพิ่มขึ้นเมื่อเข้าใกล้ทวีป พวกมันเข้าไปใต้ส่วนโค้งของเกาะหรือแผ่นทวีปโดยมีหินตะกอนที่สะสมอยู่ด้วย สารของแผ่นมุดตัวมีความลึกถึง 500-700 กม. ในเนื้อโลกซึ่งจะเริ่มละลาย

ก่อตัวจากดาวเคราะห์ดวงหนึ่ง มันเย็น การปล่อยความร้อนระหว่างการบีบอัดระหว่างการสลายตัวของสารกัมมันตรังสีทำให้สารร้อนขึ้น เมื่อแยกออกจากกัน ส่วนประกอบที่หนักกว่าจะตกลงสู่ใจกลางดาวเคราะห์ ส่วนส่วนที่เบากว่าจะลอยขึ้นสู่พื้นผิว - โลกประกอบด้วยแกนกลาง เปลือกทรงพลัง - เสื้อคลุมและเปลือกนอกบาง ๆ -

แกนโลก- รัศมี 3500 กม. ประกอบด้วยเหล็กที่มีส่วนผสมของธาตุแสง ชั้นนอกของแกนกลางมีสถานะเป็นของเหลวและหลอมเหลว แกนกลางชั้นในมีรัศมี 1,250 กม. - แข็ง. การเคลื่อนที่ของสสารในชั้นนอกของแกนกลางเป็นสาเหตุของสนามแม่เหล็กโลก

ปกคลุม- 2900 กม. (83% ของปริมาตรโลก) สารของเนื้อโลกภายใต้ความกดดันมหาศาลจะอยู่ในสถานะพลาสติกพิเศษ

เปลือกโลกแข็งชั้นนอกหนาตั้งแต่ 5 กม. ใต้มหาสมุทรและสูงถึง 70 กม. ภายใต้โครงสร้างภูเขาของทวีป ประกอบด้วยองค์ประกอบทางเคมี 90% จาก 8 องค์ประกอบ ได้แก่ ออกซิเจน ซิลิคอน อลูมิเนียม เหล็ก แคลเซียม โซเดียม แมกนีเซียม การรวมกันขององค์ประกอบทางเคมีต่าง ๆ ก่อให้เกิดร่างกายตามธรรมชาติที่มีคุณสมบัติทางกายภาพเป็นเนื้อเดียวกัน - แร่ธาตุ ประกอบด้วย.

หินอัคนีเกิดขึ้นระหว่างการแข็งตัว (60% ของปริมาตรเปลือกโลก)

หินตะกอน- ผลจากการทับถมของเศษหินต่าง ๆ บนพื้นดินและพื้นมหาสมุทร รวมถึงซากสิ่งมีชีวิตโบราณและผลิตภัณฑ์จากปฏิกิริยาเคมี
หินหลายชนิดสามารถเปลี่ยนเป็นการแปรสภาพได้ภายใต้อิทธิพลของสิ่งสูง ใหญ่ และอิทธิพลของสารละลาย (เช่น หินอ่อน หินชนวน)

เวทีดาวเคราะห์- 7 พันล้านปีก่อนนับตั้งแต่กำเนิดโลกในฐานะดาวเคราะห์และสิ้นสุดเมื่อ 4.5 - 5 พันล้านปีก่อนด้วยการก่อตัวของดาวเคราะห์ปฐมภูมิและ

หลังจากการก่อตัว ระยะทางธรณีวิทยาก็เริ่มขึ้น - หินต่างๆ ก่อตัวขึ้น

• Precambrian หรือ cryptozoic (เวลาแห่งชีวิตที่ซ่อนอยู่)
• Phanerozoic (ช่วงเวลาแห่งชีวิตที่ชัดเจน)

สิ่งมีชีวิตของ cryptozoans ยังคงไร้โครงกระดูกและไม่ทิ้งร่องรอยใด ๆ หลังจากที่พวกมันตาย สิ่งมีชีวิตที่เก่าแก่ที่สุดปรากฏในทะเล Cryptozoic เมื่อประมาณ 3.5 พันล้านปีก่อน

ในฟาเนโรโซอิก สัตว์หลายชนิดมีส่วนของร่างกายแข็งอยู่แล้ว (เปลือกหอย เปลือกหอย โครงกระดูกภายใน)

Phanerozoic แบ่งออกเป็นยุค:

• Paleozoic (ชีวิตโบราณ)
• มีโซโซอิก (วัยกลางคน)
• ซีโนโซอิก (ชีวิตใหม่)

ยุคสมัยแบ่งออกเป็นยุคต่างๆ ในระหว่างนั้น การเปลี่ยนแปลงก็เกิดขึ้นต่อหน้าดาวเคราะห์และโลกอินทรีย์ของมันด้วย

ในช่วงต้นยุคทางธรณีวิทยาประมาณ 4.5 - 5 พันล้านปีก่อน เปลือกโลกทั้งหมดยังคงบางและเคลื่อนที่ได้ มันถูกละลายอย่างง่ายดายโดยแมกม่าที่บุกรุก เปลือกโลกมีพื้นที่ที่มีเสถียรภาพมากขึ้นเรื่อย ๆ - แพลตฟอร์มโบราณ

ส่วนที่เก่าแก่ที่สุดและมั่นคงที่สุดของเปลือกโลกมีโครงสร้างสองชั้น ชั้นล่างประกอบด้วยหินแหลกเป็นพับ แท่นหรือชั้นตะกอนวางอยู่บนฐานราก เกิดจากการตกตะกอนที่ก้นทะเล

นักดาราศาสตร์ศึกษาอวกาศ รับข้อมูลเกี่ยวกับดาวเคราะห์และดวงดาวแม้จะอยู่ห่างไกลกันมากก็ตาม ในขณะเดียวกัน ความลับบนโลกก็ไม่น้อยไปกว่าในจักรวาล และทุกวันนี้นักวิทยาศาสตร์ไม่รู้ว่ามีอะไรอยู่ในโลกของเรา เมื่อดูลาวาที่ไหลออกมาระหว่างการปะทุของภูเขาไฟ คุณอาจคิดว่าโลกก็หลอมละลายอยู่ข้างในเช่นกัน แต่นั่นไม่เป็นความจริง

แกนกลางส่วนกลางของโลกเรียกว่าแกนกลาง (รูปที่ 83) รัศมีประมาณ 3,500 กม. นักวิทยาศาสตร์เชื่อว่าส่วนนอกของแกนกลางอยู่ในสถานะหลอมเหลว-ของเหลว และส่วนด้านในอยู่ในสถานะของแข็ง อุณหภูมิในนั้นสูงถึง +5,000 °C จากแกนกลางสู่พื้นผิวโลก อุณหภูมิและความดันจะค่อยๆ ลดลง

ปกคลุม.แกนโลกถูกปกคลุมไปด้วยเนื้อโลก ความหนาประมาณ 2,900 กม. ไม่เคยเห็นเสื้อคลุมเหมือนแกนกลางเลย แต่สันนิษฐานว่ายิ่งใกล้กับศูนย์กลางของโลกมากเท่าไร ความดันในนั้นก็จะสูงขึ้นและอุณหภูมิ - จากหลายร้อยถึง -2,500 ° C เชื่อกันว่าเสื้อคลุมนั้นแข็ง แต่ในขณะเดียวกันก็ร้อน

เปลือกโลก.บนเปลือกโลก โลกของเราถูกปกคลุมไปด้วยเปลือกโลก นี่คือชั้นของแข็งชั้นบนของโลก เมื่อเทียบกับแกนกลางและเนื้อโลก เปลือกโลกมีความบางมาก ความหนาเพียง 10-70 กม. แต่นี่คือท้องฟ้าที่เราเดินไป มีแม่น้ำ มีเมืองต่างๆ ถูกสร้างขึ้นบนนั้น

เปลือกโลกเกิดจากสารต่างๆ ประกอบด้วยแร่ธาตุและหิน คุณรู้จักบางส่วนแล้ว (หินแกรนิต ทราย ดินเหนียว พีท ฯลฯ ) แร่ธาตุและหินแตกต่างกันไปตามสี ความแข็ง โครงสร้าง จุดหลอมเหลว ความสามารถในการละลายน้ำ และคุณสมบัติอื่นๆ มนุษย์ใช้หลายชนิดกันอย่างแพร่หลาย เช่น เป็นเชื้อเพลิง ในการก่อสร้าง และสำหรับการผลิตโลหะ วัสดุจากเว็บไซต์

หินแกรนิต

ทราย

พีท

ชั้นบนของเปลือกโลกมองเห็นได้จากตะกอนบนเนินเขา ริมฝั่งแม่น้ำที่สูงชัน และเหมืองหิน (รูปที่ 84) ส่วนเหมืองและหลุมเจาะซึ่งใช้สกัดแร่ธาตุ เช่น น้ำมันและก๊าซ ช่วยในการมองลึกเข้าไปในเปลือกโลก