Изследователските методи в географията днес остават същите както преди. Това обаче не означава, че те не претърпяват промени. Появяват се нови технологии, които ни позволяват значително да разширим възможностите на човечеството и границите на непознатото. Но преди да разгледаме тези иновации, е необходимо да разберем обичайната класификация.

Методи географски изследвания- Това различни начиниполучаване на информация в рамките на науката география. Те са разделени на няколко групи. Така че, изглежда, използването на карти е основното. Те могат да дадат представа не само за относителното положение на обектите, но и за техните размери, степента на разпространение на различни явления и много друга полезна информация.

Статистическият метод казва, че е невъзможно да се разглеждат и изучават народи, държави и природни обекти без използването на статистически данни. Тоест, много е важно да се знае каква е дълбочината, височината, запасите на дадена територия, нейната площ, населението на дадена страна, нейните демографски показатели, както и производствени показатели.

Историческият метод предполага, че нашият свят се е развил и всичко на планетата има свое собствено богата история. По този начин, за да учат съвременна география, необходимо е да има знания за историята на развитието на самата Земя и човечеството, живеещо на нея.

Методите на географското изследване са продължени от икономико-математическия метод. Това не е нищо повече от цифри: изчисления на смъртност, раждаемост, наличност на ресурси, миграционен баланс и т.н.

Помага за по-пълното оценяване и описание на разликите и приликите на географските обекти. В крайна сметка всичко на този свят подлежи на сравнение: по-малко или по-голямо, по-бавно или по-бързо, по-ниско или по-високо и т.н. Този метод дава възможност за класифициране на географски обекти и прогнозиране на техните промени.

Методите за географско изследване не могат да се представят без наблюдения. Те могат да бъдат непрекъснати или периодични, площни и маршрутни, отдалечени или стационарни, но всички те дават най-важните данни за развитието на географските обекти и промените, които претърпяват. Невъзможно е да се учи география, докато седите на масата в кабинета или на чина в класната стая; човек трябва да се научи да извлича полезна информацияот това, което можете да видите със собствените си очи.

Един от важните методи за изучаване на географията е бил и остава методът на географското райониране. Това е идентифицирането на икономически и природни (физико-географски) области. Методът на географското моделиране е не по-малко важен. Всички знаем от ученическите си дни най-много ярък примергеографски модел – глобус. Но моделирането може да бъде машинно, математическо и графично.

Географската прогноза е способността да се предвидят последствията, които могат да възникнат в резултат на човешкото развитие. Този метод ви позволява да намалите отрицателно въздействиечовешки дейности върху околната среда, избягване на нежелани явления, рационално използване на всички видове ресурси и т.н.

Съвременните методи на географско изследване разкриха на света ГИС - географски информационни системи, тоест комплекс от цифрови карти, свързан софтуер и статистика, които дават възможност на хората да работят с карти директно на компютър. И благодарение на Интернет се появиха сателитни системи за позициониране, популярни като GPS. Те се състоят от наземно оборудване за проследяване, навигационни спътници и различни устройства, които получават информация и определят координати.

Изследване на планетата Земяв Слънчевата система: история, описание на повърхността, изстрелване на космически кораби, въртене, орбита, постижения, значими дати.

Говорим за нашата родна планета, така че нека видим как протече изследването на Земята. Повечето земната повърхностуспя да проучи до началото на 20 век, включително вътрешната структура и география. Арктика и Антарктика останаха загадъчни. Днес почти всички области са заснети и картографирани благодарение на фотографско картографиране и радар. Една от последните изследвани зони беше полуостров Дариен, разположен между Панамския канал и Колумбия. Преди това проучването беше трудно поради постоянен дъжд, гъста растителност и гъста облачност.

Изучаване на дълбоките характеристики на планетата за дълго времене са били извършени. Преди това изучавахме повърхностни образувания. Но след Втората световна война започват геофизични изследвания. За тази цел са използвани специални сензори. Но по този начин беше възможно да се разгледа ограничена част от подповърхностния слой. Можеше да се мине само под горната кора. Максимална дълбочинакладенци – 10 км.

Основни цели и постижения в изследването на Земята

Учените са тласнати да изследват Земята от научно любопитство и икономическа изгода. Населението се увеличава, така че търсенето на минерали, както и на вода и други важни материали, се увеличава. Много подземни операции се извършват за търсене на:

• нефт, въглища и природен газ;
• търговски (желязо, мед, уран) и строителни (пясък, чакъл) материали;
• подземни води;
• скали за инженерно планиране;
• геотермални запаси за електроенергия и отопление;
• археология;

Имаше също нужда от създаване на сигурност чрез тунели, складови съоръжения, ядрени реакции и язовири. И това води до необходимостта от възможност за прогнозиране на силата и времето на земетресението или нивото на подземните води. Япония и САЩ са най-активно ангажирани със земетресения и вулкани, защото тези страни най-често страдат от подобни бедствия. За профилактика периодично се пробиват кладенци.

Методология и инструментиИзследване на Земята

Трябва да знаете какви методи съществуват за изучаване на планетата Земя. Геофизиката използва магнетизъм, гравитация, отразяваща способност, еластични или акустични вълни, топлинен поток, електромагнетизъм и радиоактивност. Повечето измервания се извършват на повърхността, но има сателитни и подземни.

Важно е да разберете какво има отдолу. Понякога не е възможно да се извлече масло само поради блок от друг материал. Изборът на метод се основава на физичните свойства.

Сравнителна планетология

Астрономът Дмитрий Титов за видовете планети слънчева система, динамиката на атмосферата и парниковия ефект на Марс и Венера:

Дистанционно наблюдение

Използват се ЕМ радиация от земята и отразена енергия в различни спектрални диапазони, получени от самолети и сателити. Методите се основават на използването на комбинации от изображения. За целта се записват области от различни траектории и се създават триизмерни модели. Те също се извършват на интервали, което ви позволява да проследявате промените (растеж на културите през сезона или промени поради бури и дъжд).

Радарните лъчи пробиват облаците. Странично видимият радар е чувствителен към промени в наклона и грапавостта на повърхността. Оптично-механичен скенер записва топлата инфрачервена енергия.

Най-често се използва технологията Landsat. Тази информация се получава от мултиспектрални скенери, разположени на някои американски спътници, разположени на височина 900 км. Кадрите обхващат площ от 185 км. Използват се видими, инфрачервени, спектрални, зелени и червени диапазони.

В геологията тази техника се използва за изчисляване на релефа, изложението на планинските прагове и литологията. Също така е възможно да се запишат промени в растителността и скалите, да се намерят подпочвени води и разпространението на микроелементи.

Магнитни методи

Нека не забравяме, че изследванията на Земята се извършват от космоса, предоставяйки не само снимки на планетата, но и важни научни данни. Можете да изчислите общото земно магнитно поле или специфични компоненти. Най-старият метод е магнитният компас. Днес се използват магнитни везни и магнитометри. Протонният магнитометър изчислява радиочестотното напрежение, а оптичната помпа следи и най-малките магнитни флуктуации.

Магнитните изследвания се извършват с магнитометри, летящи на успоредни линии на разстояние 2-4 km и на височина 500 m. Наземните изследвания изследват магнитни аномалии, които се срещат във въздуха. Те могат да бъдат поставени на специални станции или движещи се кораби.

Магнитните ефекти се формират поради магнетизация, създадена от седиментни скали. Скалите не могат да запазят магнетизъм, ако температурата надвишава 500°C, което е границата за дълбочина от 40 km. Източникът трябва да се намира по-дълбоко и учените смятат, че конвекционните течения генерират полето.

Гравитационни методи

Космическото изследване на Земята включва различни направления. Гравитационното поле може да се определи чрез падане на всеки обект във вакуум, чрез изчисляване на периода на махалото или по други методи. Учените използват гравиметри - тежест върху пружина, която може да се разтяга и свива. Те действат с точност до 0,01 милиграма.

Разликите в гравитацията възникват поради локалната равнина. Отнема няколко минути за определяне на данните, но отнема повече време за изчисляване на позицията и височината. По-често, отколкото не, плътността на седиментните скали се увеличава с дълбочината, защото налягането се увеличава и порьозността се губи. Когато асансьорите придвижват скалите по-близо до повърхността, те образуват необичайна гравитация. Отрицателните аномалии също са причинени от минерали, така че разбирането на гравитацията може да посочи източника на петрол, както и местоположението на пещери и други подземни кухини.

Сеизмични рефракционни методи

Научният метод за изследване на Земята се основава на изчисляване на интервала от време между началото на вълната и нейното пристигане. Вълна може да бъде създадена от експлозия, падаща тежест, въздушен мехур и др. За търсенето му се използват геофон (земя) и хидрофон (вода).

Сеизмичната енергия достига до детектора по различни начини. В началото, докато вълната е близо до източника, тя избира най-кратките пътища, но с увеличаване на разстоянието започва да се люлее. Два вида вълни могат да преминат през едно тяло: P (първични) и S (вторични). Първите действат като компресионни вълни и се движат с максимално ускорение. Вторите са срязващи, движещи се с ниска скорост и не могат да преминават през течности.

Основният тип повърхност са вълните на Рейли, при които частицата се движи по елипсовидна траектория във вертикална равнина от източника. Хоризонталната част е изпъкнала главната причиназеметресения.

Повечето информация за структурата на земята се основава на анализа на земетресенията, тъй като те генерират няколко вълнови режима наведнъж. Всички те се различават по компоненти на движение и посока. Финото сеизмично пречупване се използва в инженерните изследвания. Понякога е достатъчен обикновен удар с чук. Използват се и за откриване на неизправности.

Електрически и ЕМ методи

Когато се търсят минерали, методите зависят от електрохимичната активност, промените в съпротивлението и ефектите на диелектричната константа. Самият потенциал се основава на окисляването на горната повърхност на металните сулфидни минерали.

Съпротивлението използва прехвърлянето на ток от генератор към друг източник и определя потенциалната разлика. Съпротивлението на скалата зависи от порьозността, солеността и други фактори. Скалите с глина имат ниско съпротивление. Този метод може да се използва за изследване на подводни води.

Сондирането точно изчислява как съпротивлението се променя с дълбочината. Токове с диапазон 500-5000 Hz проникват дълбоко. Честотата помага да се определи нивото на дълбочина. Естествените течения се предизвикват поради смущения в атмосферата или атака на горния слой от слънчевия вятър. Те покриват широк диапазон, така че ви позволяват да изследвате различни дълбочини по-ефективно.

Но електрическите методи не са в състояние да проникнат твърде дълбоко и следователно не предоставят пълна информация за долните слоеве. Но с тяхна помощ можете да изучавате метални руди.

Радиоактивни методи

Този метод може да идентифицира руди или скали. По-голямата част от естествената радиоактивност идва от уран, торий и радиоизотоп калий. Сцинтилометър помага за откриване на гама лъчи. Основният излъчвател е калий-40. Понякога скалата е умишлено облъчена, за да се измери въздействието и реакцията.

Геотермални методи

Изчисляването на температурния градиент води до определяне на аномалията на топлинния поток. Земята е пълна с различни течности, чийто химичен състав и движение се определят от чувствителни детектори. Микроелементите понякога се свързват с въглеводороди. Геохимичните карти помагат да се намери индустриални отпадъции замърсени зони.

Разкопки и вземане на проби

Да идентифицирам различни видовегориво, трябва да вземете проба. Много кладенци се създават по ротационен начин, където течността циркулира през накрайника за смазване и охлаждане. Понякога се използва перкусия, при която тежка бормашина се спуска и повдига, за да отреже парчета скала.

Изводи за дълбините на земята

Те научават за формата през 1742-1743 г., а средната плътност и маса са изчислени от Хенри Кавендиш през 1797 г. По-късно те установиха, че плътността на скалите на повърхността е по-ниска от средната плътност, което означава, че данните вътре в планетата трябва да са по-високи.

Късните 1500 г Уилям Гилбърт изучава магнитното поле. От този момент научихме за диполната природа и промяната в гео магнитно поле. Вълни от земетресения са наблюдавани през 1900 г. Границата между кората и мантията се характеризира с голямо увеличение на скоростта при прекъсването на Мохорович с дълбочина 24-40 km. Границата между мантията и ядрото е прекъсването на Гутенберг (дълбочина – 2800 km). Външното ядро ​​е течно, защото не пропуска напречни вълни.

През 50-те години на миналия век Има революция в разбирането на нашата планета. Теориите за континенталния дрейф еволюираха в тектоника на плочите, т.е. литосферата плава върху астеносферата. Плочите се изместват и се образува нова океанска кора. Освен това литосферите могат да се приближат, да се отдалечат и да се разбият. Много земетресения се случват в местата на субдукция.

Океанската кора е открита чрез серия от сондажи. В рифтовите зони материалът от мантийните кладенци се охлажда и втвърдява. Постепенно се натрупват утайки и се създава базалтова основа. Кората е тънка (дебелина 5-8 km) и почти изцяло млада (на по-малко от 200 000 000 години). Но реликвите достигат възраст от 3,8 милиарда години.

Континенталната кора е много по-стара и по-сложна за формиране, което я прави по-трудна за изучаване. През 1975 г. екип от учени използва сеизмични техники, за да открие нефтени залежи. В крайна сметка те откриха няколко теглителни листа под нисък ъгъл под Апалачите. Това силно повлия на теорията за формирането на континентите.

По едно време и аз се заинтересувах какво има под краката ни и започнах да го изучавам по-подробно. Учебен проблем вътрешна структураи съставът на нашата планета привлича вниманието на учените от древни времена. Най-значимите резултати са постигнати през 20 век, тъй като по сложност и важност тази задача е наравно с изследването на космоса.

Методи за изследване на Земята

При изучаване на вътрешния строеж на Земята се използват различни методи, които могат да се обединят в две групи: методи на пряко наблюдение и методи на косвено изследване. Първият тип е най-лесният за разбиране; учените просто изучават скали, мини и материали, които се получават чрез пробиване на кладенци. Интересното е, че днес най-дълбоките мини достигат дълбочина 6 км, нефтените кладенци - 9 км. Отделно си струва да споменем много забавната Кола свръхдълбок кладенец, разположен на полуостров Кола. Дълбочината му достига 12,5 километра, което го прави най-дълбокият кладенец в света. Създаден е специално за изследователска работа. Накратко, чрез пряко наблюдение може да се научи за структурата на Земята до дълбочина от около 20 километра.

Косвени методи на изследване

Друг, по-сложен вид изследователски метод са косвените методи. Те се използват за изследване на вътрешността на Земята, т.е. какво е под 20 км. Ето техния списък:

• Сеизмични.
• Гравиметричен.
• Геомагнитни.
• Геоелектрически.

Най-важният от тях е сеизмичният, който използва сеизмични вълни, те променят скоростта си на разпространение в зависимост от материала, през който преминават. Има два вида от тези вълни: надлъжни и напречни.

Просто казано, този методдаде възможност да се определят границите, разделящи различните черупки на Земята една от друга, и да се установи в какво състояние се намират: вискозно, течно, твърдо и т.н.

Долен ред

Днес знаем, че Земята има три обвивки: кора, мантия и ядро. Сеизмичният модел на вътрешната структура на Земята изглежда като този, показан на фигурата по-горе.

За какво са те? съвременни методиизучаване на Земята?

Отговори:

Изследователските методи в географията днес остават същите както преди. Това обаче не означава, че те не претърпяват промени. Появяват се най-новите методи на географско изследване, позволяващи значително да се разширят възможностите на човечеството и границите на непознатото. Но преди да разгледаме тези иновации, е необходимо да разберем обичайната класификация. Методите за географско изследване са различни начини за получаване на информация в рамките на географската наука. Те са разделени на няколко групи. И така, картографският метод е използването на карти като основен източник на информация. Те могат да дадат представа не само за взаимното разположение на обектите, но и за техните размери, степента на разпространение на различни явления и много друга полезна информация. Статистическият метод казва, че е невъзможно да се разглеждат и изучават народи, държави и природни обекти без използването на статистически данни. Тоест много е важно да се знае каква е дълбочината, височината, запасите природни ресурси на определена територия, нейната площ, населението на дадена страна, нейните демографски показатели, както и производствени показатели. Историческият метод предполага, че нашият свят се е развил и всичко на планетата има своя собствена богата история. По този начин, за да се изучава съвременната география, е необходимо да се познават историята на развитието на самата Земя и човечеството, живеещо на нея. Методите на географското изследване са продължени от икономико-математическия метод. Това не са нищо повече от цифри: изчисления на смъртността, плодовитостта, гъстотата на населението, ресурсната осигуреност. Сравнително географският метод помага за по-пълна оценка и описание на различията и приликите на географските обекти. В крайна сметка всичко на този свят подлежи на сравнение: по-малко или по-голямо, по-бавно или по-бързо, по-ниско или по-високо и т.н. Този метод дава възможност за класифициране на географски обекти и прогнозиране на техните промени. Методите за географско изследване не могат да се представят без наблюдения. Те могат да бъдат непрекъснати или периодични, площни и маршрутни, отдалечени или стационарни, но всички те дават най-важните данни за развитието на географските обекти и промените, които претърпяват. Невъзможно е да изучавате география, докато седите на масата в кабинета или на бюрото в класната стая; трябва да се научите да извличате полезна информация от това, което виждате със собствените си очи. Един от важните методи за изучаване на географията е бил и остава методът на географското райониране. Това е идентифицирането на икономически и природни (физико-географски) области. Методът на географското моделиране е не по-малко важен. Всички знаем от ученическите си години най-яркият пример за географски модел - земното кълбо. Но моделирането може да бъде машинно, математическо и графично. Географската прогноза е способността да се предвидят последствията, които могат да възникнат в резултат на човешкото развитие. Този метод ни позволява да намалим отрицателното въздействие на човешката дейност върху околната среда, да избегнем нежелани явления, да използваме рационално всички видове ресурси и т.н. Съвременните методи на географско изследване разкриха на света ГИС - географски информационни системи, тоест комплекс от цифрови карти, свързан софтуер и статистика, които дават възможност на хората да работят с карти директно на компютър. И благодарение на Интернет се появиха сателитни системи за позициониране, популярни като GPS. Те се състоят от наземно оборудване за проследяване, навигационни спътници и различни устройства, които получават информация и определят координати. Всички тези методи са взаимосвързани. Например, невъзможно е да се изследва напълно някоя страна, ако се изключи поне един от тези методи. Има много примери, които можете да съставите сами...

Методите за изследване на вътрешния строеж и състав на Земята могат да се разделят на две основни групи: геоложки методи и геофизични методи. Геоложки методисе основават на резултатите от директно изследване на скални слоеве в разкрития, минни изработки (мини, штолги и др.) и кладенци. В същото време изследователите имат на разположение целия арсенал от методи за изследване на структурата и състава, който определя висока степенподробности за получените резултати. В същото време възможностите на тези методи за изучаване на дълбините на планетата са много ограничени - най-дълбокият кладенец в света има дълбочина само -12262 m (Кола супердълбок в Русия), дори по-плитки дълбочини са постигнати чрез сондиране дъното на океана(около -1500 м, сондиране от американския изследователски кораб Glomar Challenger). По този начин дълбочини, които не надвишават 0,19% от радиуса на планетата, са достъпни за директно изследване.

Информацията за дълбоката структура се основава на анализа на получените косвени данни геофизични методи, главно моделите на промени с дълбочина в различни физични параметри (електропроводимост, механичен качествен фактор и др.), измерени по време на геофизични изследвания. Разработването на модели на вътрешната структура на Земята се основава предимно на резултатите от сеизмичните изследвания, базирани на данни за моделите на разпространение на сеизмичните вълни. В източника на земетресения и мощни експлозии възникват сеизмични вълни - еластични вибрации. Тези вълни се делят на обемни вълни - разпространяващи се в недрата на планетата и ги "прозиращи" като рентгенови лъчи, и повърхностни вълни - разпространяващи се успоредно на повърхността и "сондиращи" горните слоеве на планетата на дълбочина от десетки до стотици километри.
Телесните вълни от своя страна се делят на два вида – надлъжни и напречни. Надлъжните вълни, които имат висока скорост на разпространение, са първите, които се записват от геофони; те се наричат ​​първични или P-вълни ( от английски първичен - първичен), по-бавните напречни вълни се наричат ​​S-вълни ( от английски вторичен - второстепенен). Напречните вълни, както е известно, имат важна характеристика - те се разпространяват само в твърда среда.

На границите на среди с различни свойствавъзниква пречупване на вълната, а на границите внезапни променисвойства, в допълнение към пречупените възникват отразени и обменени вълни. Напречните вълни могат да имат изместване, перпендикулярна на равнинатападане (SH вълни) или изместване, лежащо в равнината на падане (SV вълни). Когато преминават границите на среди с различни свойства, SH вълните изпитват нормално пречупване, а SV вълните, в допълнение към пречупените и отразените SV вълни, възбуждат P вълни. Ето как възниква сложна системасеизмични вълни, които „блестят“ през вътрешността на планетата.

Чрез анализиране на моделите на разпространение на вълните е възможно да се идентифицират нееднородности в недрата на планетата - ако на определена дълбочина се регистрира рязка промяна в скоростите на разпространение на сеизмичните вълни, тяхното пречупване и отражение, можем да заключим, че при тази дълбочина има граница на вътрешните обвивки на Земята, различаващи се по своите физически свойства.

Изследването на пътищата и скоростта на разпространение на сеизмичните вълни в недрата на Земята позволи да се разработи сеизмичен модел на нейната вътрешна структура.

Сеизмичните вълни, разпространяващи се от огнището на земетресението дълбоко в Земята, изпитват най-значителни резки промени в скоростта, пречупват се и се отразяват върху сеизмични участъци, разположени на дълбочина 33 кмИ 2900 кмот повърхността (виж фигурата). Тези резки сеизмични граници позволяват да се раздели вътрешността на планетата на 3 основни вътрешни геосфери – земна кора, мантия и ядро.

Земната кора е отделена от мантията с рязка сеизмична граница, при която скоростта както на надлъжните, така и на напречните вълни рязко нараства. Така скоростта на срязващите вълни се увеличава рязко от 6,7-7,6 km/s в долната част на кората до 7,9-8,2 km/s в мантията. Тази граница е открита през 1909 г. от югославския сеизмолог Мохоровичич и впоследствие е наречена граница Мохоровичич(често наричана накратко граница на Мохо или М граница). Средната дълбочина на границата е 33 km (трябва да се отбележи, че това е много приблизителна стойност поради различната дебелина в различните геоложки структури); в същото време под континентите дълбочината на участъка Мохоровичичи може да достигне 75-80 km (което се записва под млади планински структури - Андите, Памир), под океаните тя намалява, достигайки минимална дебелина от 3-4 км.

В дълбочина се записва още по-остра сеизмична граница, разделяща мантията и ядрото 2900 км. В този сеизмичен участък скоростта на P-вълната пада рязко от 13,6 km/s в основата на мантията до 8,1 km/s в ядрото; S-вълни - от 7,3 km/s до 0. Изчезването на срязващите вълни показва, че външна частЯдрото има свойствата на течност. Сеизмичната граница, разделяща ядрото и мантията, е открита през 1914 г. от немския сеизмолог Гутенберг и често се нарича Граница на Гутенберг, въпреки че това име не е официално.

Резки промени в скоростта и характера на преминаване на вълните са регистрирани на дълбочини от 670 км и 5150 км. Граница 670 кмразделя мантията на горна мантия (33-670 km) и долна мантия (670-2900 km). Граница 5150 кмразделя ядрото на външна течност (2900-5150 км) и вътрешно твърдо тяло (5150-6371 км).

Значителни промени се отбелязват и в сеизмичния разрез 410 км, разделяйки горната мантия на два слоя.

Получените данни за глобалните сеизмични граници дават основата за разглеждане на съвременен сеизмичен модел на дълбинната структура на Земята.

Външната обвивка на твърдата Земя е земната кора, ограничена от границата на Мохоровичич. Това е сравнително тънка черупка, чиято дебелина варира от 4-5 км под океаните до 75-80 км под континентални планински структури. Горната кора е ясно видима в състава на централната кора. седиментен слой, състоящ се от неметаморфозирани седиментни скали, сред които може да присъстват вулкани, и под него консолидирани, или кристален,кора, образувани от метаморфозирани и магмени интрузивни скали са два основни типа земната кора– континентални и океански, принципно различни по устройство, състав, произход и възраст.

Континентална коралежи под континентите и техните подводни граници, има дебелина от 35-45 km до 55-80 km, в разреза му се разграничават 3 слоя. Най-горният слой обикновено е съставен от седиментни скали, включително малко количество слабо метаморфозирани и магмени скали. Този слой се нарича седиментен. Геофизично се характеризира с ниски скорости на P-вълните от порядъка на 2-5 km/s. Средната дебелина на седиментния слой е около 2,5 km.
По-долу е горната кора (гранит-гнайс или „гранитен” слой), съставена от магмени и метаморфни скали, богати на силициев диоксид (средно съответстващ по химичен състав на гранодиорита). Скоростта на P-вълните в този слой е 5,9-6,5 km/s. В основата на горната кора се разграничава сеизмичен разрез на Конрад, отразяващ увеличаване на скоростта на сеизмичните вълни по време на прехода към долната кора. Но този участък не се записва навсякъде: в континенталната кора често се записва постепенно увеличаване на скоростите на вълните с дълбочина.
Долната кора (гранулитно-мафичен слой) се характеризира с по-висока скорост на вълната (6,7-7,5 km/s за P-вълни), което се дължи на промяна в състава на скалите при прехода от горната мантия. Според най-приетия модел съставът му съответства на гранулит.

В образуването на континенталната кора участват скали от различни геоложки възрасти, до най-древните, на около 4 милиарда години.

Океанска кораима сравнително малка дебелина, средно 6-7 km. В неговия контекст в самото си общ изгледМогат да се разграничат 2 слоя. Горният слой е седиментен, характеризиращ се с малка дебелина (средно около 0,4 km) и ниска скорост на P-вълните (1,6-2,5 km/s). Долният слой е "базалтов" - съставен от основни магмени скали (отгоре - базалти, отдолу - основни и ултрабазични интрузивни скали). Скоростта на надлъжните вълни в „базалтовия” слой се увеличава от 3,4-6,2 km/s в базалтите до 7-7,7 km/s в най-ниските хоризонти на кората.

Възрастта на най-старите скали от съвременната океанска кора е около 160 милиона години.

МантияТова е най-голямата вътрешна обвивка на Земята по отношение на обем и маса, ограничена отгоре от границата на Мохо и отдолу от границата на Гутенберг. Състои се от горна мантия и долна мантия, разделени от граница от 670 км.

Според геофизичните характеристики горната мания е разделена на два слоя. Горен слой - подкорова мантия- простира се от границата на Мохо до дълбочини от 50-80 км под океаните и 200-300 км под континентите и се характеризира с плавно увеличаване на скоростта както на надлъжните, така и на напречните сеизмични вълни, което се обяснява с уплътняването на скалите поради литостатичното налягане на горните пластове. Под подкоровата мантия до глобалната граница от 410 km има слой с ниски скорости. Както подсказва името на слоя, скоростите на сеизмичните вълни в него са по-ниски, отколкото в подкоровата мантия. Освен това в някои райони има лещи, които изобщо не пропускат S-вълни, което дава основание да се твърди, че материалът на мантията в тези райони е в частично разтопено състояние. Този слой се нарича астеносфера ( от гръцки "asthenes" - слаб и "sphair" - сфера); терминът е въведен през 1914 г. от американския геолог J. Burrell, в англоезичната литература често наричан LVZ - Зона с ниска скорост. По този начин, астеносфера- Това е слой в горната мантия (разположен на дълбочина от около 100 km под океаните и около 200 km или повече под континентите), идентифициран въз основа на намаляване на скоростта на сеизмичните вълни и с намалена сила и вискозитет. Повърхността на астеносферата е добре установена и рязък спадсъпротивление (до стойности от около 100 Ohm . м).

Наличието на пластичен астеносферен слой, който се различава по механични свойства от твърдите надлежащи слоеве, дава основание за идентифициране литосфера- твърдата обвивка на Земята, включително земната кора и подкоровата мантия, разположена над астеносферата. Дебелината на литосферата варира от 50 до 300 km. Трябва да се отбележи, че литосферата не е монолитна скална обвивка на планетата, а е разделена на отделни плочи, които непрекъснато се движат по пластмасовата астеносфера. Към границите литосферни плочиогнища на земетресения и съвременен вулканизъм са ограничени до.

Под участъка от 410 km както P-, така и S-вълните се разпространяват навсякъде в горната мантия и скоростта им нараства относително монотонно с дълбочината.

IN долна мантия, разделени от рязка глобална граница от 670 km, скоростта на P- и S-вълните монотонно, без резки промени, нараства съответно до 13,6 и 7,3 km/s до участъка на Гутенберг.

Във външното ядро ​​скоростта на P вълните рязко намалява до 8 km/s, а S вълните напълно изчезват. Изчезването на напречните вълни предполага, че външното ядро ​​на Земята е вътре течно състояние. Под участъка от 5150 km има вътрешно ядро, в което скоростта на P вълните се увеличава и S вълните започват да се разпространяват отново, което показва неговото твърдо състояние.

Основното заключение от описания по-горе модел на скоростта на Земята е, че нашата планета се състои от поредица от концентрични черупки, представляващи желязно ядро, силикатна мантия и алумосиликатна кора.

Геофизични характеристики на Земята

Разпределение на масата между вътрешните геосфери

По-голямата част от масата на Земята (около 68%) пада върху нейната сравнително лека, но голяма по обем мантия, с около 50% в долната мантия и около 18% в горната. Останалите 32% от общата маса на Земята идват главно от ядрото, като неговата течна външна част (29% от общата маса на Земята) е много по-тежка от твърдата вътрешна част (около 2%). Само по-малко от 1% от общата маса на планетата остава върху кората.

Плътност

Плътността на черупките естествено нараства към центъра на Земята (виж фигурата). Средната плътност на кората е 2,67 g/cm3; на границата на Moho се увеличава рязко от 2,9-3,0 до 3,1-3,5 g/cm3. В мантията плътността постепенно се увеличава поради компресия на силикатното вещество и фазови преходи (пренареждане на кристалната структура на веществото по време на „адаптиране“ към нарастващо налягане) от 3,3 g/cm 3 в подкоровата част до 5,5 g/cm 3 в долните части на долната мантия. На границата на Гутенберг (2900 km) плътността почти рязко се удвоява - до 10 g/cm 3 във външното ядро. Друг скок в плътността - от 11,4 до 13,8 g/cm 3 - се случва на границата на вътрешното и външното ядро ​​(5150 km). Тези два резки скока на плътност имат различно естество: на границата мантия/ядро настъпва промяна в химичния състав на веществото (преход от силикатната мантия към желязното ядро), а скокът на границата 5150 km е свързан с промяна агрегатно състояние(преход от течно външно ядро ​​към твърдо вътрешно ядро). В центъра на Земята плътността на материята достига 14,3 g/cm 3 .

налягане

Налягането във вътрешността на Земята се изчислява въз основа на нейния модел на плътност. Увеличаването на налягането с отдалечаване от повърхността се дължи на няколко причини:

компресия поради теглото на горните черупки (литостатично налягане);

фазови преходи в черупки с хомогенен химичен състав (по-специално в мантията);

различия в химичния състав на черупките (кора и мантия, мантия и ядро).

В основата на континенталната кора налягането е около 1 GPa (по-точно 0,9 * 10 9 Pa). В земната мантия налягането постепенно се увеличава, достигайки 135 GPa. Във външното ядро ​​градиентът на налягането се увеличава, а във вътрешното ядро, напротив, намалява. Изчислените стойности на налягането на границата между вътрешното и външното ядро ​​и близо до центъра на Земята са съответно 340 и 360 GPa.

температура. Източници на топлинна енергия

Геоложките процеси, протичащи на повърхността и във вътрешността на планетата, се дължат предимно на топлинна енергия. Източниците на енергия се разделят на две групи: ендогенни (или вътрешни източници), свързани с генерирането на топлина в недрата на планетата, и екзогенни (или външни за планетата). Интензитетът на потока топлинна енергия от подземната повърхност към повърхността се отразява в големината на геотермалния градиент. Геотермален градиент– повишаване на температурата с дълбочина, изразено в 0 C/km. „Обратната“ характеристика е геотермален етап– дълбочина в метри, при потапяне до която температурата ще се повиши с 1 0 C. Средната стойност на геотермалния градиент в горната част на земната кора е 30 0 C/km и варира от 200 0 C/km в областите на съвременната активен магматизъм до 5 0 C/km в райони със спокоен тектонски режим. С дълбочината стойността на геотермалния градиент намалява значително, средно около 10 0 C/km в литосферата и по-малко от 1 0 C/km в мантията. Причината за това се крие в разпределението на източниците на топлинна енергия и естеството на топлообмена.

Източници на ендогенна енергияса следните.
1. Енергия на дълбока гравитационна диференциация, т.е. отделяне на топлина по време на преразпределението на веществото по плътност по време на неговите химични и фазови трансформации. Основният фактор при такива трансформации е налягането. Границата ядро-мантия се счита за основно ниво на освобождаване на тази енергия.
2. Радиогенна топлина, което възниква при разпадането на радиоактивни изотопи. Според някои изчисления този източник определя около 25% от топлинния поток, излъчван от Земята. Необходимо е обаче да се има предвид, че повишени съдържания на основните дългоживеещи радиоактивни изотопи - уран, торий и калий - се наблюдават само в горната част на континенталната кора (зона на изотопно обогатяване). Например, концентрацията на уран в гранитите достига 3,5 10 –4%, в седиментни скали– 3,2 10 –4%, докато в океанската кора е незначително: около 1,66 10 –7%. По този начин радиогенната топлина е допълнителен източниктоплина в горната част на континенталната кора, което определя високата стойност на геотермалния градиент в тази област на планетата.
3. Остатъчна топлина, запазени в дълбините от формирането на планетата.
4. Твърди приливи и отливи, причинени от привличането на Луната. Преходът на кинетичната приливна енергия в топлина възниква поради вътрешно триене в скалните слоеве. Делът на този източник в общ топлинен балансмалки - около 1-2%.

В литосферата преобладава проводящият (молекулярен) механизъм на пренос на топлина; в сублитосферната мантия на Земята се извършва преход към предимно конвективен механизъм на пренос на топлина.

Изчисленията на температурите във вътрешността на планетата дават следните стойности: в литосферата на дълбочина около 100 km температурата е около 1300 0 C, на дълбочина 410 km - 1500 0 C, на дълбочина 670 km - 1800 0 C, на границата на ядрото и мантията - 2500 0 C, на дълбочина 5150 km - 3300 0 C, в центъра на Земята - 3400 0 C. В този случай само основният (и най-вероятният за дълбоки зони) беше взет предвид източникът на топлина - енергията на дълбоката гравитационна диференциация.

Ендогенната топлина определя хода на глобалните геодинамични процеси. включително движението на литосферните плочи

На повърхността на планетата жизненоважна роляТо има екзогенен източниктоплина - слънчева радиация. Под повърхността влиянието на слънчевата топлина рязко намалява. Вече е включено плитка дълбочина(до 20-30 м) има пояс с постоянни температури - област от дълбочини, където температурата остава постоянна и е равна на средна годишна температураокръг. Под пояса на постоянните температури топлината е свързана с ендогенни източници.

Земен магнетизъм

Земята е гигантски магнит с магнитно силово поле и магнитни полюси, които са разположени близо до географските, но не съвпадат с тях. Следователно при показанията на стрелката на магнитния компас се прави разлика между магнитна деклинация и магнитна инклинация.

Магнитна деклинацияе ъгълът между посоката на стрелката на магнитния компас и географския меридиан в дадена точка. Този ъгъл ще бъде най-голям при полюсите (до 90 0) и най-малък при екватора (7-8 0).

Магнитен наклон– ъгълът, образуван от наклона на магнитната стрелка спрямо хоризонта. Когато се приближите до магнитния полюс, стрелката на компаса ще заеме вертикална позиция.

Предполага се, че възникването на магнитно поле се дължи на системи от електрически токове, възникващи по време на въртенето на Земята, във връзка с конвективни движения в течното външно ядро. Общото магнитно поле се състои от стойностите на основното поле на Земята и полето, причинено от феромагнитни минерали в скалите на земната кора. Магнитните свойства са характерни за феромагнитни минерали, като магнетит (FeFe 2 O 4), хематит (Fe 2 O 3), илменит (FeTiO 2), пиротит (Fe 1-2 S) и др., които са минерали и са установени от магнитни аномалии. Тези минерали се характеризират с феномена на остатъчна магнетизация, която наследява ориентацията на магнитното поле на Земята, съществувала по време на образуването на тези минерали. Реконструкция на разположението на магнитните полюси на Земята в различни времена геоложки епохипоказва, че магнитното поле периодично изпитва инверсия- промяна в която магнитни полюсиразменени места. Процесът на промяна на магнитния знак на геомагнитното поле продължава от няколкостотин до няколко хиляди години и започва с интензивно намаляване на силата на основното магнитно поле на Земята почти до нула, след което се установява обратна полярност и след известно време има следва бързо възстановяване на напрежението, но с обратен знак. Северен полюсзае мястото на южния и, обратно, с приблизителна честота 5 пъти на всеки 1 милион години. Модерна ориентацияМагнитното поле е създадено преди около 800 хиляди години.