Jordens indre struktur

fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigasjon Hopp til søk
Jordens struktur: de viktigste skjellene og deres gjennomsnittlige dybde (kjemisk og reologisk modell blandet)

Jordens indre struktur , som først og fremst undersøkes av geofysikk , består ideelt av konsentriske sfæriske skall , hvis materiale hver har en vesentlig forskjellig tetthet . Det sfæriske skallet med lavest tetthet er lengst utenfor og er kjent som jordskorpen . Det sfæriske skallet med størst tetthet, faktisk en hel sfære, ligger i midten av jordens kropp og kalles jordkjernen . Grenseflatene til disse skjellene er litt flate i gravitasjonsfeltet .

Tetthetslagringen i jordens kropp ledsages av en kjemisk differensiering, det vil si at hvert sfærisk skall har en karakteristisk kjemisk sammensetning. Kjernen har en radius på ca 3450 km og består hovedsakelig av jern og nikkel . Dette etterfølges av den 2900 km tykke jordkappen laget av silikater og oksider med en samlet høy andel jern og magnesium . Det ytre skallet på jordens kropp dannes av den relativt tynne (ca. 5–70 km) skorpen. Denne består også hovedsakelig av silikater og oksider, men med et lavere jern- og magnesiuminnhold og en økt mengde aluminium og elementer som er "uoppløselige" i mantelbergarten (såkalte inkompatible elementer ). Med sin struktur av silikatskorpe og silikatmantel og en jernkjerne, er jorden prototypen på de fire terrestriske planetene i det indre solsystemet .

I tillegg til delingen av de sfæriske skjellene etter kjemiske aspekter, brukes en annen modell som er basert på de reologiske egenskapene til materialet i jordens kropp. Dette deler jordens kjerne i en krystallinsk indre kjerne (radius: 1230 km) og en tynn ytre kjerne (tykkelse: 2200 km). I tillegg skiller den ikke mellom skorpe og mantel, men kombinerer skorpen med den stive ytterste delen av mantelen for å danne litosfæren , som etterfølges av en viskøs kappe nederst.

Jordens struktur

Radial tetthet fordeling av jorden i henhold til PREM . Den største endringen i tetthet skjer ved kjerne-mantelgrensen (CMB)
Jordens gravitasjonsfelt i henhold til PREM og for grove tilnærminger (grønt). Akselerasjonen på grunn av tyngdekraften har sin maksimale verdi ved kjernen-mantelgrensen med sitt store tetthetshopp. Den lineære tilnærmingen av tettheten gjengir et maksimum inne, mens feltet med konstant tetthet vil øke lineært opp til overflaten.

Siden områdene under noen få tusen meters dybde ikke kan nås direkte av mennesker gjennom boring , er kunnskapen om strukturen i jordens indre i stor grad basert på seismikk , det vil si registrering og evaluering av mekaniske bølger som beveger seg gjennom jordens kroppsbevegelse , utløst z. B. ved jordskjelv eller atomvåpenprøver. Den resulterende seismiske profilen til jordens kropp er preget av to slående diskontinuitetsområder . Disse anses å være grensesnittene mellom jordskorpen og jordkappen eller jordkappen og jordens kjerne.

I tillegg til den seismiske utforskningen av skallstrukturen, spiller også elastisiteten til hele jordkroppen en rolle. Det kan anslås ut fra måling av jordens tidevann ( tidevannsrespons ) og beskrevet av Love's tall . Som et resultat av denne elastisiteten stiger hele jordskorpen med rundt 30 til 50 cm to ganger om dagen. Den astronomisk påviselige polbevegelsen endres også fra 1 år til ca 430 dager, Chandler -perioden .

Jordkjerne

grensen mellom kjernen og kledningen endres tettheten fra 10 til 5 g / cm3 på grunn av materialet . Differensieringen til kjerne- og mantelmateriale skjedde i løpet av de første millionene årene etter støvdannelse i den primære soltåken gjennom smelting under kollisjoner av protoplaneter . Noen ti millioner år senere dukket et dypt magmahav opp igjen under kollisjonen mellom Proto-Earth og Theia , hvis metallkjerner forenet, se Formation of the Earth . På den tiden var kjernen fortsatt helt flytende. Noen få 100 millioner år senere - det er uklart om det før eller etter begynnelsen av dyp mantelkonveksjon - begynte jern og nikkel å krystallisere seg i sentrum.

  • Jordens indre kjerne: Jordens solide indre kjerne strekker seg fra jordens sentrum til 5100 km under jordoverflaten. Trykket her er opptil 3,64 millioner bar og temperaturen antas å være rundt 6000 K.
  • Jordens ytre kjerne: Den ytre kjernen ligger på et dybde mellom rundt 2900 km og 5100 km. Ved en temperatur mellom 3000 ° C og omtrent 5000 ° C er denne delen av kjernen flytende. [1] Den består av en smelte av nikkel-jern ("NiFe"), som også kan inneholde små mengder svovel eller oksygen (se → jern (I) oksid ). I samspill med jordens rotasjon er den smeltende jernsmelten ansvarlig for jordens magnetfelt på grunn av dens elektriske ledningsevne .
  • I følge PREM -modellen utgjør jordkjernen med sine 1,94 · 10 24 kg omtrent 32,5% av jordens masse , men bare 16,2% av volumet. Dette betyr at dets midlere tetthet er over 10 g / cm 3 (sammenlignet med 5,52 g / cm 3 for hele jorden).

Mantel

  • D "-lag : Over kjerne-mantelgrensen er det såkalte D" -laget, som blir sett på som en slags overgangssone mellom jordens kjerne og jordens mantel. Den har en sterkt varierende tykkelse fra 200 til 300 kilometer og har en sterk temperaturgradient . Derfra stiger mantelflyer .
  • Nedre mantel: Den nedre mantelen består av tunge silikater (hovedsakelig magnesium perovskitt ) og en blanding av metalloksyder som f.eks periklase (magnesiumoksid) og wustitt (jern (II) oksyd), som er kollektivt referert til som magnesiowustite . I den nedre mantelen, fra 660 til 2900 km dybde, er det en temperatur på ca 2000 ° C.
  • Overgangssone: Området mellom 410 km og 660 km dybde anses å være overgangen fra den øvre til den nedre mantelen, men regnes noen ganger som en del av den øvre mantelen. Grensene er basert på dybden av mineralfaseoverganger av olivin , den viktigste komponenten i den øvre delen av mantelen. Siden den endrede mineralstrukturen ledsages av en endring i tetthet og seismisk hastighet , kan disse diskontinuitetene detekteres og måles ved hjelp av seismologiske metoder.
  • Øvre mantel: Den øvre mantelen begynner på 410 km dyp og strekker seg opp til jordskorpen. Den består av peridotitt , som består av olivin og pyroxen , samt en granatkomponent . Det øverste området av mantelen inkluderer den såkalte litosfæren , som også inkluderer jordskorpen , og den tøffe plastiske astenosfæren nedenfor.

Jordens mantel utgjør rundt to tredjedeler av jordens masse ; den midlere tetthet av sine skjell er mellom 3¼ og i underkant av 5 g / cm3. Den øvre grensen for jordens mantel kalles Mohorovičić -diskontinuiteten (også forkortet til Moho ). Det ble påvist så tidlig som i 1909 på grunn av sin slående tetthet hoppe fra omkring 0,5 g / cm3, som avbøyer sterkt jordskjelv bølger eller reflekterer dem til jordens overflate.

Jakke konveksjon

Astenosfæren som tilhører den øvre mantelen (avledet fra den greske asthenos "svak") strekker seg, avhengig av tykkelsen på litosfæren, fra omtrent 60–150 km til en dybde på omtrent 210 km. På grunn av det delvis smeltede steinmaterialet viser det reduserte seismiske hastigheter og en viskoplastisk reologi . Med sin flytbarhet er den en viktig del av begrepet mantelkonveksjon: De litosfæriske platene "flyter" på den, som forskyves mot hverandre av konveksjonsstrømmene i jordkappen og dermed fører til tektoniske prosesser som kontinentaldrift eller jordskjelv .

jordskorpe

Hypsografisk verdenskart

Jordskorpen er det ytre laget av litosfæren - som også inkluderer den stive litosfæriske mantelen på den øvre jordens mantel - og består av to veldig forskjellige typer skorpe:

  • Oceanisk skorpe : Den oceaniske skorpen, med en tykkelse på 5 til 10 km, danner et relativt tynt lag rundt jordkappen. Den består av enorme massive plater som stadig er i sakte film og flyter på "væskelaget" (astenosfæren) i den øvre mantelen. Ved skorpeplatenees spredesoner, midthavshøydene , trenger alkaliske magmer stadig inn og kjøler seg ned. De størkner til basalt på og nær havbunnen og til gabbro på større dybder av skorpen. På denne måten - i likhet med en samlebånd - produseres ny havskorpe. Dette er grunnen til at havskorpen blir eldre og eldre etter hvert som avstanden fra ryggen øker; dette kan demonstreres over et stort område på grunn av dens forskjellige magnetiske polaritet. Siden den faller tilbake i mantelen ved subduksjonssoner og synker til kjerne-mantelgrensen, er den ingen steder eldre enn 200 millioner år.
  • Kontinental jordskorpe : Den består av individuelle plater, også kjent som kontinenter, som er omgitt av havskorpe. Den kontinentale skorpen "flyter" også på asthenosfæren. Der den er tykkest, stiger den opp som et høyt fjellmassiv ( isostasi ). I den detaljerte strukturen viser den kontinentale skorpen en inndeling i en sprø øvre skorpe og en duktil nedre skorpe, som er forårsaket av mineraltransformasjoner ( modifikasjonsendringer ) og adskilt av Conrad -diskontinuiteten .

Den øvre grensen for jordskorpen er enten bunnen av vannet eller grensesnittet mellom atmosfæren og tørt land. [2] Det vil si at sedimenter i innsjøer og hav vil bli lagt til skorpen.

Tykkelsen på den kontinentale skorpen er mellom 30 og 60 kilometer med et globalt gjennomsnitt på rundt 35 km. Den består hovedsakelig av krystallinske bergarter , hvis hovedkomponenter er kvarts og feltspat . Kjemisk består den kontinentale skorpen av 47,2 vektprosent (62,9 atomprosent eller 94,8 volumprosent) oksygen, dvs. den danner en tett, steinhard pakking av oksygen, som for eksempel er bundet i form av silisiumdioksid (kvarts). I jordskorpen og på overflaten er steinene utsatt for en konstant transformasjonsprosess, som også er kjent som bergssyklusen . I dag er det ikke flere bergarter som har vært uendret siden den første skorpeformasjonen i jordens historie . De eldste bergartene som noen gang er funnet på tidligere kontinentale marginer ( terrane ) har en protolittalder på 4,03 milliarder år (se også Den eldste bergarten ).

Utforskning av jordens skallstruktur

Kunnskap om jordens struktur kommer fra forskjellige geofysiske kilder, geokjemiske eller mineralogiske analyser av vulkanske bergarter, laboratorieforsøk på stabiliteten til mineraler og analogier til utenomjordiske himmellegemer.

Gravimetri og isostase

De første indikasjonene av jordens indre materiale resulterte fra sin midlere tetthet på 5,5 g / cm3, noe som kan beregnes ved bruk av loven om gravitasjon ved å bestemme jordens masse . Siden bergarter nær overflaten har et gjennomsnitt på 2,7 g / cm 3 , må jordens indre være minst 2 til 3 ganger tettere (jern har omtrent 8 g / cm 3 ).

Allerede på begynnelsen av 1800 -tallet viste målinger av den vertikale retningen at jordens indre har en lavere tetthet under høye fjell . Nøyaktige tyngdekraftsmålinger ( gravimetri ) avslørte snart at den faste jordskorpen der er tykkere enn andre steder, og at jordkappen nedenfor består av tyngre bergarter. Store fjellkjeder, som isfjell , dykker dypere ned i jordens indre, jo høyere de er. Denne " svømmevekten " kalles isostase . Satellittgeodesi kan også brukes til å lokalisere dypere avvik i jordkappen på lignende måte.

Boring

Den dypeste brønnen som noensinne er boret fant sted i RusslandKola -halvøya ( Kola -brønnen ) og førte til en dybde på 12,3 km. Her kan det øverste laget av den kontinentale skorpen utforskes, som på dette tidspunktet har en tykkelse på omtrent 30 km. Et annet borehull, det såkalte kontinentale dype borehullet (KTB), som har nådd 9,1 km, ble utført nær Windischeschenbach i det tyske Øvre Pfalz . Med en planlagt dybde på 14 km ville det vært mulig å utforske den kontinentale skorpen ved den antatte sømmen hvor deler av kontinentene Ur-Afrika og Ur-Europa kolliderte for 300 millioner år siden (se også Armorica ).

Dype borehull beveger seg i det øvre til midtre skorpeområdet og kan derfor bare gi et lite innblikk i jordens indre. Hvis man skulle redusere jorden til et eplestørrelse, ville våre dypeste boringer svare litt mer enn å bore i skallet. Å gå videre til større dybder ved å bore er for tiden utenfor de tekniske mulighetene: Det høye trykket (på en dybde på 14 km ca. 400 MPa ) og temperaturene (på en dybde på 14 km ca. 300 ° C) krever nye løsninger.

Vulkansk aktivitet

Den største dybden fra hvilket materiale trenger inn til jordoverflaten og derved skaper de forskjellige former for vulkanisme, er funnet ved grenselaget mellom den ytre kjernen og den nedre mantelen, som for eksempel kan observeres i fjær . Materialet som utvinnes fra et utbrudd kommer fra forskjellige områder av jordens mantel og kan analyseres deretter.

Ytterligere informasjon om egenskapene til mantelen kan fås ved å forske på midterhavet . Mantelen, som ligger rett under plategrensen, stiger for å fylle rommet i de resulterende hullene. Normalt smelter mantelbergarten som et resultat av trykkavlastningen og danner den nye havskorpen på havbunnen etter avkjøling. Denne omtrent 8 km tykke skorpen tetter tilgangen til den opprinnelige mantelbergarten. Et interessant unntak er muligens midthavsryggen mellom Grønland og Russland , Gakkelryggen , som er den langsomste spredende ryggen på jorden med mindre enn 1 cm per år. Jordens mantel stiger veldig sakte her. Derfor dannes ingen smelte og følgelig ingen skorpe. Mantelbergarten kunne derfor finnes direkte på havbunnen.

seismologi

Referansehastighetsmodellene PREM og IASP91 i sammenligning. Linjene viser de seismiske hastighetene til P (mørkegrønn for PREM, svart for IASP91) og S -bølger (lysegrønn eller grå) inne i jorden

Jorden ristes hver dag av jordskjelv som er registrert av målestasjoner rundt om i verden. De seismiske bølgene som kommer fra jordskjelv, krysser hele jordens kropp, med den seismiske energien som forplanter seg i de forskjellige lagene med forskjellige hastigheter. Utbredelseshastighetene avhenger av bergets elastiske egenskaper. Strukturen i jordens indre kan undersøkes fra transittider for seismiske bølgetog, forekomsten av reflekterte bølger og andre seismologisk målbare effekter som demping eller spredning .

I 1912 , Beno Gutenberg først identifisert grensen mellom silikat beleggmaterialet og nikkel - jernkjerne i en dybde på 2900 km. Kort tid før hadde den kroatiske geofysikeren Andrija Mohorovičić oppdaget grensesnittet mellom jordskorpen og mantelen oppkalt etter ham. Begge var mulige fordi markerte hopp i impedans - hovedsakelig forårsaket av plutselige endringer i forplantningshastigheten til jordskjelvbølger, såkalte "seismiske diskontinuiteter " - genererer målbare reflekterte faser. Diskontinuiteter kan være av kjemisk art. Disse er basert på en endring i den kjemiske sammensetningen av jordens lag, noe som resulterer i endrede elastiske egenskaper. I overgangssonen, for eksempel (MTZ, Eng.: Mantelovergangssone), men det er også diskontinuiteter forbundet uten endring i kjemisk sammensetning. Disse er basert på fasetransformasjoner , med et mineral som omdanner seg til et annerledes strukturert og vanligvis tettere mineral av samme sammensetning med økning i trykk og / eller temperatur.

Meteoritter, jordens alder

Våre ideer om substansen i jordens indre er, i tillegg til de ovennevnte metodene, basert på analogikonklusjoner basert på sammensetningen av meteoritter . Kondritiske meteoritter har neppe endret seg siden dannelsen av solsystemet. Det antas derfor at den generelle kjemiske sammensetningen av jorden er lik kondrittens, da disse igjen antagelig ligner planetesimalene[3] som jorden ble dannet fra. Meteorittene inkluderer også fragmenter av differensierte morlegemer: jernmeteoritter og pallasittene som tilhører stein-jern-meteorittene kommer antagelig fra jordens kjerne eller overgangsområdet mellom kjerne og mantel av differensierte asteroider, mens achondritene kommer fra sin mantel eller skorpe. Meteorittene kan derfor brukes til å undersøke materialer fra kjerne- og mantelområdet som ikke er tilgjengelige for direkte undersøkelser på jorden.

Meteoritter spiller en enorm rolle i datering av solsystemet og også jorden. Clair Cameron Patterson og Friedrich Georg Houtermans antok først jordens alder til å være 4,55 milliarder år gammel ved å bruke uran-bly-datering på jernmeteoritten Canyon Diablo . Datingmetoder basert på andre isotopsystemer (f.eks. 87 Rb- 87 Sr, 147 Sm- 143 Nd) har siden bekreftet denne alderen. Det eldste materialet som finnes på jorden er zirkoniumkrystaller i Vest -Australia med en alder på opptil 4,4 milliarder år, som dermed danner en nedre grense for jordens alder.[3]

Se også

litteratur

  • Cesare Emiliani : Planet Earth. Kosmologi, geologi og evolusjon av levende og miljø , ISBN 0-521-40949-7 , Cambridge University Press, Cambridge 1992.
  • László Egyed : Solid Earth Physics , Akadémiai Kiadó, Budapest 1969, 370 s.
  • Walter Kertz : Introduction to Geophysics , Spektrum Akademischer Verlag 1970/1992, 232 s.
  • Karl Ledersteger : Astronomisk og fysisk geodesi . I: Jordan / Eggert / Kneissl (Hrsg.): Handbuch der Vermessungskunde, bind V, Verlag JB Metzler, Stuttgart 1969, 871 s.
  • Harry Y. McSween, Jr.: Meteoritter og deres overordnede planeter. , ISBN 0-521-58303-9 , Cambridge University Press, Cambridge 1999.
  • Frank Press , Raymond Siever: Understanding Earth , ISBN 0-7167-3504-0 , WH Freeman, New York 2000.
  • David Graham Smith: Cambridge Encyclopedia of Earth Sciences , ISBN 0-521-23900-1 , Cambridge University Press, Cambridge 1981.
  • Harald Zepp : Grunnplan generell geografi. Geomorfologi , 3. utgave, ISBN 3-8252-2164-4 , Verlag Ferdinand Schöningh GmbH, Paderborn 2004.

weblenker

Commons : Jordens struktur - samling av bilder, videoer og lydfiler

Referanser og fotnoter

  1. ^ Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens : General Geology . Utg.: Pearson Education Deutschland GmbH. 9. utgave. München 2009, ISBN 978-3-8273-7335-9 , s.   402–404 (engelsk: Earth: An Introduction to Physical Geology . Oversatt av Tatjana D. Logan ).
  2. Merk: Begrepet jordoverflate , derimot, står for hele grunnområdet for jordens atmosfære, det vil si overflaten av terrenget som er eksponert i luften og overflaten av vannet.
  3. a b Solens planetariske og meteorittsystem er preget av en relativt lav helling ( ekliptikk ) av himmellegemets baner som er i betraktning til solens ekvatorialplan. Man kan derfor snakke om en "akkresjonsdisk", da den vanligvis er karakteristisk for roterende systemer.