Maa sisemine struktuur. Maakoor
Mandrid moodustati omal ajal maakoore massiividest, mis ühel või teisel määral ulatuvad maismaa kujul veepinnast kõrgemale. Need maakoore plokid on lõhenenud, nihkunud ja osa neist on miljoneid aastaid purustatud, et ilmuda sellisel kujul, nagu me praegu tunneme.
Täna vaatleme maakoore suurimat ja väikseimat paksust ning selle ehituse iseärasusi.
Natuke meie planeedist
Meie planeedi tekke alguses tegutsesid siin mitmed vulkaanid ja toimusid pidevad kokkupõrked komeetidega. Alles pärast pommitamise peatumist külmus planeedi kuum pind.
See tähendab, et teadlased on kindlad, et algselt oli meie planeet viljatu kõrb ilma vee ja taimestikuta. Kust nii palju vett tuli, on siiani mõistatus. Kuid mitte nii kaua aega tagasi avastati maa all suured veevarud ja võib-olla said need meie ookeanide aluseks.
Paraku on kõik hüpoteesid meie planeedi päritolu ja selle koostise kohta pigem oletused kui faktid. A. Wegeneri ütluste kohaselt oli Maa algselt kaetud õhukese graniidikihiga, mis paleosoikumi ajastul muudeti protokontinendiks Pangeaks. Mesosoikumi ajastul hakkas Pangea tükkideks jagunema ja sellest tulenevad mandrid hõljusid järk-järgult üksteisest eemale. Wegener väidab, et Vaikne ookean on esmase ookeani jäänuk, samas kui Atlandi ookeani ja India ookeani peetakse teisejärguliseks.
Maakoor
Maakoore koostis on peaaegu sarnane meie planeetide koostisega Päikesesüsteem- Veenus, Marss jne. Lõppude lõpuks olid samad ained kõigi päikesesüsteemi planeetide aluseks. Ja hiljuti on teadlased kindlad, et Maa kokkupõrge teise planeediga, nimega Theia, põhjustas kahe taevakeha ühinemise ja purunenud fragmendist tekkis Kuu. See selgitab, mida mineraalne koostis Kuu koostis on sarnane meie planeediga. Allpool vaatleme maakoore ehitust – selle kihtide kaarti maal ja ookeanil.
Maakoor moodustab vaid 1% Maa massist. See koosneb peamiselt ränist, rauast, alumiiniumist, hapnikust, vesinikust, magneesiumist, kaltsiumist ja naatriumist ning 78 muust elemendist. Eeldatakse, et võrreldes vahevöö ja tuumaga on maakoor õhuke ja habras kest, mis koosneb peamiselt kergetest ainetest. Rasked ained laskuvad geoloogide sõnul planeedi keskmesse ja kõige raskemad on koondunud tuuma.
Maakoore ehitus ja selle kihtide kaart on toodud alloleval joonisel.
Mandriline maakoor
Maakoorel on 3 kihti, millest igaüks katab eelmist ebaühtlaste kihtidena. Suurem osa selle pinnast on mandri- ja ookeanitasandikud. Mandreid ümbritseb ka riiul, mis pärast järsku kurvi läheb üle mandrinõlvasse (mandri veealuse piiri ala).
Maa mandrikoor jaguneb kihtideks:
1. Sette.
2. Graniit.
3. Basalt.
Settekiht on kaetud sette-, moonde- ja tardkivimitega. Mandri maakoore paksus on väikseim protsent.
Mandrilise maakoore tüübid
Settekivimid on akumulatsioonid, mis sisaldavad savi, karbonaati, vulkaanilisi kivimeid ja muid tahkeid aineid. See on teatud tüüpi sete, mis tekkis teatud looduslikud tingimused mis Maal varem eksisteeris. See võimaldab teadlastel teha järeldusi meie planeedi ajaloo kohta.
Graniidikiht koosneb tard- ja moondekivimitest, mis on oma omadustelt sarnased graniidiga. See tähendab, et mitte ainult graniit ei moodusta maapõue teist kihti, vaid need ained on selle koostiselt väga sarnased ja neil on ligikaudu sama tugevus. Selle pikisuunaliste lainete kiirus ulatub 5,5-6,5 km/s. See koosneb graniitidest, kristallilistest kildudest, gneissidest jne.
Basaldikiht koosneb ainetest, mis on koostiselt sarnased basaltidega. See on graniidikihiga võrreldes tihedam. Basaldikihi all voolab viskoosne tahkete ainete mantel. Tavapäraselt eraldab vahevöö maakoorest nn Mohorovici piiri, mis tegelikult eraldab erineva keemilise koostisega kihte. Iseloomustab seismiliste lainete kiiruse järsk tõus.
See tähendab, et suhteliselt õhuke maakoore kiht on habras barjäär, mis eraldab meid kuumast vahevööst. Mantli enda paksus on keskmiselt 3000 km. Koos vahevööga liiguvad ka tektoonilised plaadid, mis litosfääri osana on osa maakoorest.
Allpool käsitleme mandri maakoore paksust. See on kuni 35 km.
Mandri maakoore paksus
Maakoore paksus varieerub 30–70 km. Ja kui tasandike all on selle kiht vaid 30–40 km, siis mägisüsteemide all ulatub see 70 km-ni. Himaalaja all ulatub kihi paksus 75 km-ni.
Mandri maakoore paksus jääb vahemikku 5–80 km ja sõltub otseselt selle vanusest. Seega on külmade iidsete platvormide (Ida-Euroopa, Siberi, Lääne-Siberi) paksus üsna suur - 40-45 km.
Pealegi on igal kihil oma paksus ja paksus, mis võivad mandri erinevates piirkondades erineda.
Mandri maakoore paksus on:
1. Settekiht - 10-15 km.
2. Graniidikiht - 5-15 km.
3. Basaldikiht - 10-35 km.
Maakoore temperatuur
Temperatuur tõuseb, kui sisenete sellesse sügavamale. Arvatakse, et südamiku temperatuur on kuni 5000 C, kuid need arvud jäävad meelevaldseks, kuna selle tüüp ja koostis pole teadlastele ikka veel selged. Maakoore sügavamale sisenedes tõuseb selle temperatuur iga 100 m järel, kuid selle arv varieerub sõltuvalt elementide koostisest ja sügavusest. Ookeanilise maakoore temperatuur on kõrgem.
Ookeaniline maakoor
Esialgu kattis Maa teadlaste sõnul ookeanilise maakoorekihiga, mille paksus ja koostis erineb mõnevõrra mandrikihist. arvatavasti tekkis vahevöö ülemisest diferentseeritud kihist ehk on koostiselt sellele väga lähedane. Ookeani tüüpi maakoore paksus on 5 korda väiksem kui mandri tüüpi maakoore paksus. Pealegi erineb selle koostis merede ja ookeanide sügavates ja madalates piirkondades üksteisest ebaoluliselt.
Mandrilise maakoore kihid
Ookeani maakoore paksus on:
1. Ookeani veekiht, mille paksus on 4 km.
2. Lahtiste setete kiht. Paksus on 0,7 km.
3. Karbonaatsete ja ränikivimitega basaltidest koosnev kiht. Keskmine paksus on 1,7 km. See ei paista teravalt välja ja seda iseloomustab settekihi tihenemine. Seda selle struktuuri varianti nimetatakse subokeaaniliseks.
4. Basaldikiht, mis ei erine mandri maakoorest. Ookeanilise maakoore paksus selles kihis on 4,2 km.
Ookeanilise maakoore basaltne kiht subduktsioonivööndites (vööndites, kus üks maakoore kiht neelab teise) muutub eklogiitideks. Nende tihedus on nii suur, et nad sukelduvad sügavale maakoore enam kui 600 km sügavusele ja laskuvad seejärel vahevöö alumisse ossa.
Arvestades, et maakoore kõige õhem paksus on ookeanide all ja on vaid 5-10 km, on teadlased juba pikka aega mänginud mõttega hakata ookeanide sügavustesse maakooresse puurima, mis võimaldaks neil lähemalt uurida sisemine struktuur Maa. Ookeanilise maakoore kiht on aga väga tugev ja ookeanisügavuses tehtavad uuringud muudavad selle ülesande veelgi keerulisemaks.
Järeldus
Maakoor on võib-olla ainus kiht, mida inimkond on üksikasjalikult uurinud. Kuid see, mis selle all peitub, teeb geoloogidele endiselt muret. Jääb vaid loota, et ühel päeval uuritakse ka meie Maa uurimata sügavusi.
Meie süsivesinikerikkas riigis on geotermiline energia omamoodi eksootiline ressurss, mis praegust olukorda arvestades tõenäoliselt nafta ja gaasiga ei konkureeri. Seda alternatiivset energialiiki saab aga kasutada peaaegu kõikjal ja üsna tõhusalt.
Geotermiline energia on maa sisemuse soojus. Seda toodetakse sügavustes ja see jõuab Maa pinnale erinevad vormid ja erineva intensiivsusega.
Pinnase ülemiste kihtide temperatuur sõltub peamiselt välistest (eksogeensetest) teguritest – päikesevalgustusest ja õhutemperatuurist. Suvel ja päeval pinnas soojeneb teatud sügavuseni ning talvel ja öösel jahtub õhutemperatuuri muutuste ja mõningase hilinemisega, mis suureneb sügavuse kasvades. Õhutemperatuuri ööpäevaste kõikumiste mõju lõpeb mõne kuni mitmekümne sentimeetri sügavusel. Hooajalised kõikumised mõjutavad sügavamaid mullakihte – kuni kümneid meetreid.
Mõnel sügavusel – kümnetest kuni sadade meetriteni – püsib pinnase temperatuur konstantsena, mis on võrdne aasta keskmise õhutemperatuuriga Maa pinnal. Saate seda hõlpsalt kontrollida, laskudes üsna sügavasse koopasse.
Kui aasta keskmine õhutemperatuur on antud piirkonnas alla nulli, avaldub see igikeltsana (täpsemalt igikeltsana). Ida-Siberis ulatub aastaringselt külmunud muldade paksus ehk paksus kohati 200–300 meetrini.
Teatud sügavusest (kaardil iga punkti puhul erinev) nõrgeneb Päikese ja atmosfääri toime nii palju, et endogeensed (sisemised) tegurid tulevad esikohale ja maakera sisemus soojeneb seestpoolt, nii et temperatuur hakkab tõusma. sügavusega.
Maa süvakihtide kuumenemist seostatakse peamiselt seal paiknevate radioaktiivsete elementide lagunemisega, kuigi teisi soojusallikaid nimetatakse ka näiteks füüsikalis-keemilisteks, tektoonilisteks protsessideks maakoore ja vahevöö sügavates kihtides. Kuid olenemata põhjusest tõuseb kivimite ja nendega seotud vedelate ja gaasiliste ainete temperatuur sügavusega. Kaevurid seisavad selle nähtusega silmitsi – sügavates kaevandustes on alati kuum. 1 km sügavusel kolmkümmend kraadi soojust - normaalne nähtus, ja sügavamal on temperatuur veelgi kõrgem.
Maa pinnale jõudev maa sisemuse soojusvoog on väike - selle võimsus on keskmiselt 0,03–0,05 W/m2 ehk ligikaudu 350 Wh/m2 aastas. Päikesest lähtuva soojusvoo ja selle poolt soojendatava õhu taustal on see märkamatu väärtus: Päike annab kõigile ruutmeeter maa pind umbes 4000 kWh aastas, see tähendab 10 000 korda rohkem (loomulikult on see keskmine, kusjuures polaar- ja ekvatoriaallaiuskraadide vahe on tohutu ning olenevalt muudest kliima- ja ilmastikuteguritest).
Soojuse sisemusest pinnale voolu ebaolulisus enamikul planeedil on seotud kivimite madala soojusjuhtivusega ja kivimite omadustega. geoloogiline struktuur. Kuid on ka erandeid - kohad, kus soojusvoog on kõrge. Need on ennekõike tektooniliste rikete, suurenenud seismilise aktiivsuse ja vulkanismi tsoonid, kus maa sisemuse energia leiab väljundi. Selliseid tsoone iseloomustavad litosfääri termilised anomaaliad, siin võib Maa pinnale jõudev soojusvoog olla mitu korda ja isegi suurusjärgus võimsam kui "tavaline". Vulkaanipursked ja kuumaveeallikad toovad nendes tsoonides pinnale tohutul hulgal soojust.
Need on piirkonnad, mis on maasoojusenergia arendamiseks kõige soodsamad. Venemaa territooriumil on need ennekõike Kamtšatka, Kuriili saared ja Kaukaasia.
Samas on geotermilise energia arendamine võimalik peaaegu kõikjal, kuna temperatuuri tõus koos sügavusega on universaalne nähtus ja ülesandeks on sügavustest soojust “välja tõmmata”, nii nagu sealt ammutatakse mineraalseid tooraineid.
Keskmiselt tõuseb temperatuur sügavusega 2,5–3°C iga 100 m kohta. Kahe erineval sügavusel asuva punkti temperatuurierinevuse ja nendevahelise sügavuse vahe suhet nimetatakse geotermiliseks gradiendiks.
Pöördväärtus on geotermiline samm ehk sügavuse intervall, mille juures temperatuur tõuseb 1°C võrra.
Mida suurem on gradient ja vastavalt madalam aste, seda lähemale Maa sügavuste soojus pinnale tuleb ja seda perspektiivsem on see ala geotermilise energia arendamiseks.
Erinevates piirkondades, sõltuvalt geoloogilisest struktuurist ning muudest piirkondlikest ja kohalikest tingimustest, võib temperatuuri tõusu kiirus sügavusega oluliselt erineda. Maa skaalal ulatuvad geotermiliste gradientide ja sammude kõikumised 25-kordseks. Näiteks Oregonis (USA) on gradient 150 ° C 1 km kohta ja Lõuna-Aafrikas - 6 ° C 1 km kohta.
Küsimus on selles, milline on temperatuur suurel sügavusel – 5, 10 km või rohkem? Kui trend jätkub, peaks temperatuur 10 km sügavusel olema keskmiselt umbes 250–300 °C. Seda kinnitavad enam-vähem otsesed vaatlused ülisügavates kaevudes, kuigi pilt on lineaarsest temperatuuri tõusust palju keerulisem.
Näiteks Koolas ülisügav kaev, mis on puuritud Balti kristallikilpi, muutub temperatuur 3 km sügavusele kiirusega 10°C/1 km ja seejärel muutub geotermiline gradient 2–2,5 korda suuremaks. 7 km sügavusel registreeriti juba temperatuur 120 ° C, 10 km - 180 ° C ja 12 km - 220 ° C.
Teine näide on Kaspia mere põhjaosas puuritud puurkaev, kus 500 m sügavusel registreeriti temperatuur 42 °C, 1,5 km - 70 ° C, 2 km - 80 ° C, 3 km - 108 ° C. .
Eeldatakse, et geotermiline gradient väheneb alates 20-30 km sügavusest: 100 km sügavusel on hinnangulised temperatuurid umbes 1300-1500 °C, sügavusel 400 km - 1600 °C, maakera piirkonnas. südamik (sügavusega üle 6000 km) - 4000–5000 ° C.
Kuni 10–12 km sügavusel mõõdetakse temperatuuri puurkaevude kaudu; kus neid pole, määratakse see kaudsete märkide abil samamoodi nagu suurematel sügavustel. Sellised kaudsed märgid võib olla seismiliste lainete läbipääsu iseloom või kallava laava temperatuur.
Kuid geotermilise energia jaoks ei paku andmed temperatuuride kohta rohkem kui 10 km sügavusel veel praktilist huvi.
Mitme kilomeetri sügavusel on palju soojust, aga kuidas seda tõsta? Mõnikord lahendab loodus ise selle probleemi meie jaoks loodusliku jahutusvedeliku abil - soojendatud termaalveed, mis tulevad pinnale või asuvad meile ligipääsetavas sügavuses. Mõnel juhul kuumutatakse sügavuses olev vesi auru olekusse.
Mõiste "termaalvesi" ei ole rangelt määratletud. Reeglina mõeldakse nende all vedelas olekus või auru kujul kuuma maa-alust vett, sealhulgas neid, mis tulevad Maa pinnale temperatuuriga üle 20°C, st reeglina õhutemperatuurist kõrgemad. .
Maa-aluse vee, auru, auru-vee segude soojus on hüdrotermiline energia. Sellest lähtuvalt nimetatakse selle kasutamisel põhinevat energiat hüdrotermiliseks.
Olukord on keerulisem soojuse ammutamisega otse kuivadest kivimitest - petrotermiline energia, eriti kuna üsna kõrged temperatuurid algavad reeglina mitme kilomeetri sügavusest.
Venemaa territooriumil on petrotermilise energia potentsiaal sada korda suurem kui hüdrotermilisel energial - vastavalt 3500 ja 35 triljonit tonni tavakütust. See on üsna loomulik - Maa sügavuste soojus on saadaval kõikjal ja termaalvesi leidub kohapeal. Kuid ilmsete tehniliste raskuste tõttu kasutatakse termaalvett praegu enamasti soojuse ja elektri tootmiseks.
Kütteks sobivad veed temperatuuriga 20–30 kuni 100°C, maasoojuselektrijaamades elektri tootmiseks temperatuur alates 150°C ja üle selle.
Üldiselt on Venemaa geotermilised ressursid samaväärse kütuse või mõne muu energia mõõtühiku tonnides ligikaudu 10 korda suuremad kui fossiilkütuste varud.
Teoreetiliselt suudaks riigi energiavajadust täielikult rahuldada ainult geotermiline energia. Praktikas ei ole see praegu enamikul selle territooriumist tehnilistel ja majanduslikel põhjustel teostatav.
Maailmas seostatakse geotermilise energia kasutamist kõige sagedamini Islandiga – riigiga, mis asub Kesk-Atlandi seljandiku põhjaotsas üliaktiivses tektoonilises ja vulkaanilises vööndis. Tõenäoliselt mäletavad kõik Eyjafjallajökulli vulkaani võimsat purset ( Eyjafjallajökull) 2010. aastal.
Just tänu sellele geoloogilisele eripärale on Islandil tohutud geotermilise energia varud, sealhulgas kuumaveeallikad, mis kerkivad Maa pinnale ja lausa pursuvad välja geisritena.
Islandil tuleb praegu üle 60% kogu tarbitavast energiast Maalt. Maasoojusallikad annavad 90% küttest ja 30% elektrienergiast. Olgu lisatud, et ülejäänud riigi elektrienergia toodetakse hüdroelektrijaamades ehk siis ka taastuvenergiaallikat kasutades, muutes Islandi omamoodi globaalseks keskkonnastandardiks.
Geotermilise energia kodustamine 20. sajandil tõi Islandile majanduslikult palju kasu. Kuni eelmise sajandi keskpaigani oli see väga vaene riik, nüüd on see installeeritud võimsuse ja maasoojusenergia toodangu poolest elaniku kohta maailmas esikohal ning elaniku kohta esikümnes. absoluutväärtus maasoojuselektrijaamade installeeritud võimsus. Selle rahvaarv on aga vaid 300 tuhat inimest, mis lihtsustab keskkonnasõbralikele energiaallikatele üleminekut: vajadus selle järele on üldiselt väike.
Lisaks Islandile annab geotermilise energia suur osa elektritootmise üldbilansist Uus-Meremaa ja Kagu-Aasia saareriigid (Filipiinid ja Indoneesia), Kesk-Ameerika ja Ida-Aafrika riigid, mille territoorium on samuti mida iseloomustab kõrge seismiline ja vulkaaniline aktiivsus. Nende riikide jaoks annab geotermiline energia nende praeguse arengutaseme ja vajaduste juures olulise panuse sotsiaal-majanduslikku arengusse.
Geotermilise energia kasutamisel on väga pikk ajalugu. Üks esimesi kuulsad näited- Itaalia, koht Toscana provintsis, mida praegu nimetatakse Larderelloks, kus see on endiselt olemas XIX algus sajandeid kasutati energeetika eesmärgil kohalikku kuuma termaalvett, mis voolab looduslikult või kaevandati madalatest kaevudest.
Selle saamiseks kasutati maa-alustest allikatest pärit booririkast vett boorhape. Algselt saadi seda hapet rauakateldes aurustamisega ja kütuseks võeti tavalist puitu lähedalasuvatest metsadest, kuid 1827. aastal lõi Francesco Larderel süsteemi, mis töötas vee enda soojusel. Samal ajal hakati loodusliku veeauru energiat kasutama puurplatvormide käitamiseks ning 20. sajandi alguses - kohalike majade ja kasvuhoonete kütmiseks. Seal, Larderellos, sai termilisest veeaurust 1904. aastal energiaallikas elektri tootmisel.
Itaalia eeskuju järgisid 19. sajandi lõpus ja 20. sajandi alguses mitmed teised riigid. Näiteks 1892. aastal kasutati termaalvett esmakordselt lokaalseks kütteks USA-s (Boise, Idaho), 1919. aastal Jaapanis ja 1928. aastal Islandil.
USA-s ilmus esimene hüdrotermilisel energial töötav elektrijaam Californias 1930. aastate alguses, Uus-Meremaal - 1958. aastal, Mehhikos - 1959. aastal, Venemaal (maailma esimene binaarne GeoPP) - 1965. aastal.
Vana põhimõte uuel allikal
Elektri tootmiseks on vaja kõrgemat hüdroallika temperatuuri kui kütmiseks – üle 150°C. Geotermilise elektrijaama (GeoPP) tööpõhimõte on sarnane tavalise soojuselektrijaama (CHP) tööpõhimõttega. Tegelikult on geotermiline elektrijaam teatud tüüpi soojuselektrijaam.
Soojuselektrijaamades on primaarseks energiaallikaks tavaliselt kivisüsi, gaas või kütteõli ning töövedelikuks veeaur. Kütus soojendab põletamisel vee auruks, mis paneb pöörlema auruturbiini, mis toodab elektrit.
GeoPP erinevus seisneb selles, et siin on esmaseks energiaallikaks maa sisemuse soojus ja töövedelik auru kujul suunatakse elektrigeneraatori turbiinilabadele “valmis” kujul otse tootmiskaevust. .
GeoPP-de jaoks on kolm peamist tööskeemi: otsene, kasutades kuiva (geotermilist) auru; kaudne, hüdrotermilise vee baasil ja segatud ehk kahekomponentne.
Ühe või teise skeemi kasutamine sõltub energiakandja agregatsiooni olekust ja temperatuurist.
Lihtsaim ja seetõttu ka esimene meisterdatud skeemidest on otsene, kus kaevust tulev aur juhitakse otse läbi turbiini. Maailma esimene geoelektrijaam Larderellos 1904. aastal töötas samuti kuiva auruga.
Kaudse tööskeemiga GeoPP-d on meie ajal kõige levinumad. Nad kasutavad kuuma maa-alust vett, mis pumbatakse kõrge rõhu all aurustisse, kus osa sellest aurustatakse ning tekkiv aur paneb turbiini pöörlema. Mõnel juhul on geotermilise vee ja auru puhastamiseks agressiivsetest ühenditest vaja täiendavaid seadmeid ja ahelaid.
Väljatõmbeaur siseneb sissepritsekaevu või kasutatakse ruumide kütmiseks - sel juhul on põhimõte sama, mis soojuselektrijaama töötamisel.
Binaarsetes GeoPP-des interakteerub kuum termiline vesi teise vedelikuga, mis täidab madalama keemistemperatuuriga töövedeliku funktsioone. Mõlemad vedelikud juhitakse läbi soojusvaheti, kus termiline vesi aurustab töövedeliku, mille aurud pööravad turbiini.
See süsteem on suletud, mis lahendab atmosfääri heidete probleemi. Lisaks võimaldavad suhteliselt madala keemistemperatuuriga töövedelikud kasutada esmase energiaallikana mitte väga kuuma termaalvett.
Kõik kolm skeemi kasutavad hüdrotermilist allikat, kuid elektrienergia tootmiseks saab kasutada ka naftatermilist energiat.
Elektriskeem on sel juhul samuti üsna lihtne. On vaja puurida kaks omavahel ühendatud kaevu - sissepritse ja tootmine. Vesi pumbatakse süstekaevu. Sügavuses soojendatakse, seejärel juhitakse läbi tootmiskaevu pinnale tugeva kuumutamise tulemusena tekkinud kuumutatud vesi või aur. Siis sõltub kõik sellest, kuidas naftatermilist energiat kasutatakse - kütteks või elektri tootmiseks. Suletud tsükkel on võimalik jäätmeauru ja vee tagasipumpamisega süstekaevu või mõne muu kõrvaldamismeetodiga.
Sellise süsteemi puudus on ilmne: töövedeliku piisavalt kõrge temperatuuri saamiseks on vaja puurida kaevusid suure sügavusega. Ja need on tõsised kulud ja märkimisväärse soojuskao oht, kui vedelik liigub ülespoole. Seetõttu on petrotermilised süsteemid hüdrotermiliste süsteemidega võrreldes endiselt vähem levinud, kuigi petrotermilise energia potentsiaal on suurusjärgus suurem.
Praegu on niinimetatud petrotermiliste tsirkulatsioonisüsteemide (PCS) loomise liider Austraalia. Lisaks areneb see geotermilise energia valdkond aktiivselt USA-s, Šveitsis, Suurbritannias ja Jaapanis.
Kingitus Lord Kelvinilt
Soojuspumba leiutamine 1852. aastal füüsik William Thompsoni (teise nimega Lord Kelvin) poolt andis inimkonnale reaalne võimalus kasutades madala kvaliteediga soojust mulla ülemistest kihtidest. Soojuspumbasüsteem või soojuse kordaja, nagu Thompson seda nimetas, põhineb füüsikalisel protsessil, mille käigus viiakse soojus keskkonnast külmaainesse. Põhimõtteliselt kasutab see sama põhimõtet nagu naftatermilised süsteemid. Erinevus on soojusallikas, mis võib tekitada terminoloogilise küsimuse: mil määral saab soojuspumpa pidada maasoojussüsteemiks? Tõsiasi on see, et ülemistes kihtides, kümnete kuni sadade meetrite sügavuseni, ei soojenda kivimeid ja neis sisalduvaid vedelikke mitte maa sügav kuumus, vaid päike. Seega on päike sel juhul peamine soojusallikas, kuigi see võetakse nagu geotermilistes süsteemides maapinnast.
Soojuspumba töö põhineb pinnase soojenemise ja jahutamise hilinemisel atmosfääriga võrreldes, mille tulemusena moodustub pinnase ja sügavamate kihtide vahel temperatuurigradient, mis säilitab soojust ka talvel, nagu see juhtub veehoidlates. . Soojuspumpade põhieesmärk on ruumide küte. Sisuliselt on see "tagurpidi külmik". Nii soojuspump kui ka külmik suhtlevad kolme komponendiga: sisekeskkond (esimesel juhul - köetav ruum, teisel - külmiku jahutatud kamber), väliskeskkond - energiaallikas ja külmutusagens (külmutusagens) , mis on ka jahutusvedelik, mis tagab soojusülekande ehk külma.
Madala keemistemperatuuriga aine toimib külmutusagensina, mis võimaldab tal võtta soojust isegi suhteliselt madala temperatuuriga allikast.
Külmkapis voolab vedel külmutusagens läbi drosselklapi (rõhuregulaatori) aurustisse, kus rõhu järsu languse tõttu vedelik aurustub. Aurustumine on endotermiline protsess, mis nõuab väljastpoolt tuleva soojuse neeldumist. Selle tulemusena eemaldatakse aurusti siseseintelt soojus, mis tagab külmiku kambris jahutava efekti. Järgmisena tõmmatakse külmutusagens aurustist kompressorisse, kus see suunatakse tagasi vedelikuks agregatsiooni olek. See on vastupidine protsess, mis viib eemaldatud soojuse eraldumiseni väliskeskkonda. Reeglina visatakse see siseruumidesse ja tagasein külmkapp on suhteliselt soe.
Soojuspump töötab peaaegu samamoodi, selle erinevusega, et soojus võetakse väliskeskkonnast ja siseneb aurusti kaudu sisekeskkond- ruumiküttesüsteem.
Päris soojuspumbas soojendatakse vett läbi maasse või reservuaari asetatud välise vooluringi ja seejärel siseneb see aurustisse.
Aurustis kantakse soojus üle madala keemistemperatuuriga külmutusagensiga täidetud siseringi, mis aurustit läbides muutub vedelast gaasiliseks, võttes ära soojuse.
Seejärel siseneb gaasiline külmutusagens kompressorisse, kuhu see kokku surutakse kõrgsurve ja temperatuuri ning siseneb kondensaatorisse, kus toimub soojusvahetus kuuma gaasi ja küttesüsteemist tuleva jahutusvedeliku vahel.
Kompressor vajab töötamiseks elektrit, kuid transformatsioonisuhe (kulutatud energia ja toodetud energia suhe) on tänapäevastes süsteemides piisavalt kõrge, et tagada nende efektiivsus.
Praegu kasutatakse soojuspumpasid ruumide kütmiseks üsna laialdaselt, peamiselt majanduslikult arenenud riikides.
Ökokorrektne energia
Geotermilist energiat peetakse keskkonnasõbralikuks, mis üldiselt on tõsi. Esiteks kasutab see taastuvat ja praktiliselt ammendamatut ressurssi. Geotermiline energia ei vaja erinevalt suurtest hüdroelektrijaamadest või tuuleparkidest suuri alasid ning erinevalt süsivesinike energiast ei saasta atmosfääri. Keskmiselt võtab GeoPP 400 m 2 1 GW toodetud elektri kohta. Sama näitaja näiteks kivisöel töötava soojuselektrijaama puhul on 3600 m2. GeoPP keskkonnaeeliste hulka kuulub ka väike veekulu – 20 liitrit mage vesi 1 kW kohta, samas kui soojuselektrijaamad ja tuumaelektrijaamad vajavad umbes 1000 liitrit. Pange tähele, et need on "keskmise" GeoPP keskkonnanäitajad.
Aga negatiivne kõrvalmõjud ikka eksisteerib. Nende hulgas tuvastatakse kõige sagedamini müra, atmosfääri termiline reostus ning vee ja pinnase keemiline reostus, samuti tahkete jäätmete teke.
Peamine keskkonna keemilise saastamise allikas on termaalvesi ise (koos kõrge temperatuur ja mineraliseerumine), sisaldavad sageli suured hulgad mürgiseid ühendeid ning seetõttu tekib probleem reovee ja ohtlike ainete kõrvaldamisega.
Geotermilise energia negatiivseid mõjusid saab jälgida mitmes etapis, alustades kaevude puurimisest. Siin tekivad samad ohud, mis iga kaevu puurimisel: pinnase ja taimkatte hävimine, pinnase ja põhjavee saastumine.
GeoPP tööstaadiumis püsivad keskkonnareostuse probleemid. Termilised vedelikud - vesi ja aur - sisaldavad tavaliselt süsinikdioksiidi (CO 2), väävelsulfiidi (H 2 S), ammoniaaki (NH 3), metaani (CH 4), lauasoola (NaCl), boori (B), arseeni (As ), elavhõbe (Hg). Väliskeskkonda sattudes muutuvad need saasteallikateks. Lisaks võib agressiivne keemiline keskkond põhjustada geotermiliste elektrijaamade struktuuride söövitavat hävingut.
Samal ajal on GeoPP-de saasteainete heitkogused keskmiselt väiksemad kui soojuselektrijaamadest. Näiteks süsihappegaasi heide iga toodetud elektrienergia kilovatt-tunni kohta on GeoPP-des kuni 380 g, söeküttel töötavates soojuselektrijaamades kuni 1042 g, õliküttel töötavates elektrijaamades kuni 906 g ja gaasiküttel töötavates soojuselektrijaamades kuni 453 g. .
Tekib küsimus: mida teha reoveega? Kui mineralisatsioon on madal, võib selle pärast jahutamist suunata pinnavette. Teine võimalus on pumbata see läbi süstekaevu tagasi põhjaveekihti, mida praegu eelistatavalt ja valdavalt kasutatakse.
Termovee ammutamine põhjaveekihtidest (nagu ka tavalise vee väljapumpamine) võib põhjustada vajumist ja pinnase liikumisi, muid geoloogiliste kihtide deformatsioone ja mikromaavärinaid. Selliste nähtuste tõenäosus on reeglina väike, kuigi üksikuid juhtumeid on registreeritud (näiteks Saksamaal Staufen im Breisgaus asuvas GeoPP-s).
Tuleb rõhutada, et enamik GeoPP-sid asub suhteliselt hõredalt asustatud piirkondades ja kolmanda maailma riikides, kus keskkonnanõuded on vähem ranged kui arenenud riikides. Lisaks on hetkel GeoPP-de arv ja nende võimsused suhteliselt väikesed. Maasoojusenergia suuremahulise arendamisega võivad keskkonnariskid suureneda ja mitmekordistuda.
Kui palju on Maa energiat?
Investeerimiskulud geotermiliste süsteemide ehitamiseks varieeruvad väga laias vahemikus - 200-5000 dollarit 1 kW installeeritud võimsuse kohta ehk odavaimad variandid on võrreldavad soojuselektrijaama rajamise maksumusega. Need sõltuvad ennekõike termaalvete tekketingimustest, nende koostisest ja süsteemi konstruktsioonist. Suurtesse sügavustesse puurimine, kahe puurkaevuga suletud süsteemi loomine ja vee puhastamise vajadus võivad kulusid kordades tõsta.
Näiteks investeeringuteks petrotermilise tsirkulatsioonisüsteemi (PCS) loomiseks hinnatakse 1,6–4 tuhat dollarit 1 kW installeeritud võimsuse kohta, mis ületab tuumaelektrijaama rajamise kulud ning on võrreldav tuule- ja elektrienergia rajamise kuludega. päikeseelektrijaamad.
GeoTESi ilmselge majanduslik eelis on tasuta energia. Võrdluseks, töötava soojus- või tuumaelektrijaama kulustruktuuris moodustab kütus olenevalt hetke energiahindadest 50–80% või isegi rohkem. Siit tuleneb veel üks geotermilise süsteemi eelis: kasutuskulud on stabiilsemad ja prognoositavamad, kuna need ei sõltu välistest energiahinna tingimustest. Üldjuhul on maasoojuselektrijaamade tegevuskulud hinnanguliselt 2–10 senti (60 kopikat – 3 rubla) toodetud 1 kWh elektrienergia kohta.
Energia suuruselt teine kuluartikkel (ja väga oluline) on reeglina palk tehase personal, mis võib riigiti ja piirkonniti dramaatiliselt erineda.
Keskmiselt on 1 kWh maasoojusenergia maksumus võrreldav soojuselektrijaamade omaga (Venemaa tingimustes umbes 1 rubla/1 kWh) ja kümme korda kõrgem kui hüdroelektrijaama elektrienergia tootmise maksumus (5–10 kopikat/1 kWh).
Osaliselt on kõrge hinna põhjuseks see, et erinevalt soojus- ja hüdroelektrijaamadest on maasoojuselektrijaamad suhteliselt väikese võimsusega. Lisaks on vaja võrrelda süsteeme, mis asuvad samas piirkonnas ja sarnastes tingimustes. Näiteks Kamtšatkal maksab 1 kWh maasoojuselektrit ekspertide hinnangul 2–3 korda vähem kui kohalikes soojuselektrijaamades toodetud elekter.
Näitajad majanduslik efektiivsus maasoojussüsteemi toimimine sõltub näiteks sellest, kas ja millistel viisidel on vaja heitvett kõrvaldada ning kas ressursi kombineeritud kasutamine on võimalik. Niisiis, keemilised elemendid ja termaalveest ekstraheeritud ühendid võivad anda lisatulu. Meenutagem Larderello näidet: seal oli primaarne keemiatootmine ning maasoojusenergia kasutamine oli esialgu abistava iseloomuga.
Maasoojusenergia edasi
Geotermiline energia areneb mõnevõrra teisiti kui tuule- ja päikeseenergia. Praegu sõltub see palju suuremal määral ressursi enda olemusest, mis on piirkonniti järsult erinev, ning suurimad kontsentratsioonid on seotud kitsaste geotermiliste anomaaliate tsoonidega, mis on tavaliselt seotud tektooniliste rikete ja vulkanismi piirkondadega.
Lisaks on maasoojusenergia tehnoloogiliselt vähem intensiivne võrreldes tuule- ja eriti päikeseenergiaga: maasoojusjaamade süsteemid on üsna lihtsad.
Globaalse elektritootmise üldises struktuuris moodustab geotermiline komponent alla 1%, kuid mõnes piirkonnas ja riigis ulatub selle osakaal 25–30%. Geoloogiliste tingimustega seotuse tõttu on märkimisväärne osa geotermilise energia võimsusest koondunud kolmanda maailma riikidesse, kus on kolm tööstuse suurima arenguga klastrit - Kagu-Aasia, Kesk-Ameerika ja Ida-Aafrika saared. Esimesed kaks piirkonda kuuluvad Vaikse ookeani "Maa tulevööndisse", kolmas on seotud Ida-Aafrika lõhega. Kõige tõenäolisemalt jätkab maasoojusenergia areng nendes vööndites. Kaugem väljavaade on naftatermilise energia arendamine, kasutades mitme kilomeetri sügavusel asuvate maakihtide soojust. See on peaaegu üldlevinud ressurss, kuid selle kaevandamine nõuab suuri kulutusi, mistõttu naftasoojusenergia areneb eelkõige majanduslikult ja tehnoloogiliselt võimsaimates riikides.
Üldiselt, arvestades geotermiliste ressursside laialdast levikut ja vastuvõetavat keskkonnaohutuse taset, on põhjust arvata, et maasoojusenergial on head arenguväljavaated. Eriti seoses traditsiooniliste energiaressursside nappuse ja nende kasvavate hindade kasvava ohuga.
Kamtšatkast Kaukaasiasse
Venemaal on maasoojusenergia areng küllaltki pika ajalooga ning mitmel positsioonil oleme maailma liidrite hulgas, kuigi maasoojusenergia osatähtsus hiigelriigi üldises energiabilansis on siiski tühine.
Kaks piirkonda said Venemaal geotermilise energia arendamise pioneerideks ja keskusteks - Kamtšatka ja Põhja-Kaukaasia, ja kui esimesel juhul räägime peamiselt elektrienergiast, siis teisel juhul - termilise vee soojusenergia kasutamisest.
Põhja-Kaukaasias - Krasnodari territooriumil, Tšetšeenias, Dagestanis - kasutati termaalvee soojust energeetika eesmärgil juba enne Suurt. Isamaasõda. 1980.–1990. aastatel jäi geotermilise energia areng piirkonnas arusaadavatel põhjustel soiku ega ole veel seisakust välja tulnud. Sellegipoolest annab Põhja-Kaukaasia geotermiline veevarustus soojust umbes 500 tuhandele inimesele ja näiteks Krasnodari territooriumil asuv Labinski linn, kus elab 60 tuhat inimest, soojendatakse täielikult geotermiliste vetega.
Kamtšatkal on geotermilise energia ajalugu seotud ennekõike GeoPP-de ehitamisega. Neist esimesed, siiani töötavad Paužetskaja ja Paratunka jaamad, ehitati aastatel 1965–1967, Paratunka GeoPP võimsusega 600 kW sai aga esimeseks kahendtsükliga jaamaks maailmas. See oli nõukogude teadlaste S.S.Kutateladze ja A.M.Rosenfeldi väljatöötamine Termofüüsika Instituudist SB RAS, kes 1965. aastal said autoritunnistuse 70°C temperatuuriga veest elektri ammutamiseks. Sellest tehnoloogiast sai hiljem prototüüp enam kui 400 binaarsele GeoPP-le maailmas.
1966. aastal kasutusele võetud Pauzhetskaya GeoPP võimsus oli algselt 5 MW ja seejärel suurendati seda 12 MW-ni. Praegu ehitatakse jaamas binaarplokki, mis suurendab oma võimsust veel 2,5 MW võrra.
Geotermilise energia arengut NSV Liidus ja Venemaal pidurdas traditsiooniliste energiaallikate – nafta, gaasi, kivisüsi – kättesaadavus, kuid see ei peatunud kunagi. Suurimad geotermilised rajatised on hetkel 1999. aastal kasutusele võetud Verhne-Mutnovskaja Geoelektrijaama elektriplokkide koguvõimsusega 12 MW ja Mutnovskaja Geoelektrijaama võimsusega 50 MW (2002).
Mutnovskaja ja Verkhne-Mutnovskaja GeoPP-d on ainulaadsed objektid mitte ainult Venemaa, vaid ka maailma mastaabis. Jaamad asuvad Mutnovski vulkaani jalamil, 800 meetri kõrgusel merepinnast ja töötavad äärmuslikel juhtudel. kliimatingimused, kus on talv 9–10 kuud aastas. Mutnovsky GeoPP-de seadmed, mis on praegu üks kaasaegsemaid maailmas, loodi täielikult kodumaistes energeetikaettevõtetes.
Hetkel on Mutnovski jaamade osakaal Kesk-Kamtšatka energiakeskuse energiatarbimise üldises struktuuris 40%. Lähiaastatel on plaanis võimsust suurendada.
Eraldi tuleks mainida Venemaa naftatermilisi arendusi. Meil ei ole veel suuri puurimiskeskusi, kuid meil on olemas arenenud tehnoloogiad suure sügavusega (umbes 10 km) puurimiseks, millel pole samuti maailmas analooge. Nende edasine arendamine vähendab radikaalselt naftatermiliste süsteemide loomise kulusid. Nende tehnoloogiate ja projektide arendajad on N. A. Gnatus, M. D. Khutorskoy (Venemaa Teaduste Akadeemia Geoloogiainstituut), A. S. Nekrasov (Venemaa Teaduste Akadeemia Rahvamajanduse Prognoosi Instituut) ja Kaluga Turbiinitehase spetsialistid. Praegu on Venemaal petrotermilise tsirkulatsioonisüsteemi projekt katsejärgus.
Maasoojusenergial on Venemaal väljavaateid, kuigi need on suhteliselt kauged: hetkel on potentsiaal üsna suur ja traditsioonilise energia positsioon tugev. Samas on mitmetes riigi kaugemates piirkondades maasoojusenergia kasutamine majanduslikult tasuv ja juba nõutud. Need on suure geoenergeetilise potentsiaaliga territooriumid (Tšukotka, Kamtšatka, Kuriili saared - Vaikse ookeani "Maa tulevööndi" Venemaa osa, Lõuna-Siberi ja Kaukaasia mäed) ning samal ajal kauged ja tsentraliseeritust ära lõigatud. energiavarud.
Tõenäoliselt areneb meie riigis lähikümnenditel geotermiline energia just sellistes piirkondades.
Kihi paksus, mille ülaosa tähistab kaasaegne reljeef ja põhja "kooriku-mantli" piir, mida kõige sagedamini nimetatakse "Mohorovici pinnaks", on Venemaal ja sellega piirnevatel veealadel väga erinev - alates 12 kuni 60 km.Kihil on keeruline mosaiikstruktuuri, kuid on selgeid piirkondlikke mustreid. Globaalselt paistab see silma keskne piirkond, mis koosneb neljast suurest isomeetrilise kujuga superplokist: Ida-Euroopa, Lääne-Siberi, Siberi ja Ida. Tektoonilises mõttes vastavad need superplokid Ida-Euroopa ja Siberi iidsetele platvormidele, neid eraldavale Lääne-Siberi noorplaadile ja Venemaa kirdeosa hõivavale Verhojanski-Tšukotka kurrutatud piirkonnale. Lõunas raamib superplokkide süsteemi lai laiussuunas orienteeritud hüpertsoon, mis ulatub alates kuni. Põhjast piirab mandriosa superplokke võimsa laiuskraadiga riba, mis katab arktiliste merede ja merede rannikut. See vastab Euraasia mandri põhjašelfi tsoonile. Idas on Vaikse ookeani vöö.
Venemaa mandriosa superplokkidel on järgmised omadused. Maakoore väikseim keskmine paksus vastab Lääne-Siberi superplokile (36–38 km). Lääne pool asuvas Ida-Euroopa superplokis kasvab keskmine paksus 40–42 km-ni ja kõige paksema maakoorega on Siberi superplokk (keskmiselt 43–45 km). Idapoolses superplokis, kus väga nappide materjalide ja gravimeetrilise teabe põhjal määratakse Mohorovici piiri asukoht, on maakoore paksuseks hinnanguliselt 40–42 km.
Superplokke eraldavad kontrastsed lineaarsed struktuurid või laiad maakoore paksuse järsu muutuse tsoonid. Seega eraldab Ida-Euroopa superplokki Lääne-Siberist kitsas, laiendatud meridionaalne vöönd, mille paksus on ebatavaliselt kõrge (45–55 km), mis vastab Uurali murdesüsteemile. Lääne-Siberi superploki idapiir on tihedalt paiknevate lühikeste lineaarsete struktuuride meridionaalne süsteem erinev märk suhteliselt laia võimsuse järsu kasvu tsooni taustal. See vastab võimsale nõgude ja tõusude süsteemile, mis eraldab Siberi ja Lääne-Siberi platood. Siberi superplokki idaosast eraldav piir on piki Lena ja Aldani jõgede äärde ulatuv põlvekujuline kõverusala. Seda jälgib vähendatud võimsusega lineaarsete ja ellipsoidsete läätsede kett (kuni 36 km). Tektooniliselt on blokkidevahelised tsoonid fanerosoikumi volditud süsteemid ja orogeensed vööd.
Lõunapoolne hüpertsoon on laius- ja laiuskraadilähedases suunas lähedaste ja en-ešelonsete lineaarsete ja ellipsoidsete struktuuride süsteem. Tsooni eristab diferentseeritud struktuur ja teravad kontrastsed muutused maakoore paksuses 36-56 km.
Põhjašelfi vööndit, säilitades samal ajal paljud mandri maakoore külgnevate superplokkide struktuurilised omadused, iseloomustab paksuse märkimisväärne vähenemine 28–40 km-ni. Lääne-Arktika sektori riiulivööndi struktuur erineb idapoolsest nii geomeetriliste parameetrite kui ka maakoore paksuse poolest. Venemaa õhukese ookeanilise maakoore plokkidega (10–20 km) põhjapiiriks on 50–70 km laiune mandri-ookeani ristmikku, mis on tsoon. järsk langus mahutavus.
Vaikse ookeani vööndis asuvat maakoort eristab keeruline morfoloogia ja suured erinevused maakoore paksuses 12–38 km.Üldine piirkondlik muster on maakoore paksuse järsk vähenemine mandrilt ookeani poole liikudes. Suhteliselt paks maakoor (26–32 km) iseloomustab plaate Ohhotski vetes ja. Geosünkliinilisi süsteeme iseloomustavad selle parameetri sarnased väärtused, kuid neil on väga heterogeenne sisemine struktuur. Maakoore keskmise taseme (24–26 km) paksuse väärtused on iseloomulikud saarekaarele (Kuril), kõige õhemat maakoort iseloomustavad ookeanilise maakoore struktuurid - süvamere lohud (10). –18 km).
Selle tulemusena võib väita, et maakoore paksus on üldiselt korrelatsioonis ehitiste vanusega: kõige paksemat maakoort (40–45 km) täheldatakse külmade iidsete platvormide - Ida-Euroopa ja Siberi - all; Lääne-Siberi lähedal on selle paksus väiksem (35–40 km). Volditud süsteemide ja fanerosoikumi orogeensete vööde korral on maakoore paksus väga erinev (38–56 km), olles keskmiselt paksem kui platvormide maakoor. Altai-Sayani piirkonna noorte mägistruktuuride all on märgata üle 54 km sügavamate mägede "juuri".
Oleksin tänulik, kui jagaksite seda artiklit sotsiaalvõrgustikes:
LOENG 5. GEOGRAAFILISE KESKKONNA KOOSTIS
Maa oma aine teke sai alguse vulkanogeensetest moodustistest, mida esindasid laavad, kuuma tuha ja gaasipilvede eraldumine, aga ka sellega kaasnevad aluspinnase degaseerimise ilmingud. Vulkanogeenne materjal sisenes Maa peridotiidi pinnale ja jääkatmosfääri - algse pilve või udukogu reliikviasse. Sel ajal polnud veel veekogusid ja Maa ei olnud ookeanide planeet, nagu ta on praegu. Geograafilise kesta kujunemine sai ilmselt alguse selle litogeensest alusest, millele hakkasid "toetuma" õhu- ja veemassid. Planeedi üksikute sfääride moodustumise aja järgi jagunemine on tingimuslik, kuna peaaegu kõik toimus peaaegu samaaegselt, kuid uue materjali konsolideerumise kiirus oli erinev.
Maa sisemine struktuur sisaldab kolme kesta: maakoor, vahevöö ja südamik. Maa kesta struktuur tehti kindlaks kaugseiremeetoditega, mis põhinevad seismiliste lainete levimiskiiruse mõõtmisel, millel on kaks komponenti - piki- ja põiklained. Pikisuunalised (P) lained mis on seotud nende levimissuunas orienteeritud tõmbe- (või surve-) pingetega. Risti (S) lained põhjustada keskkonna vibratsiooni, mis on nende levimissuunaga täisnurga all. Need lained ei levi vedelas keskkonnas.
Maakoor - kivine kest, mis koosneb tahkest ainest, milles on liigselt ränidioksiidi, leelist, vett ning ebapiisavas koguses magneesiumi ja rauda. See eraldub ülemisest mantlist Mohorovici piir(Moho kiht), mille juures pikisuunaliste seismiliste lainete kiirused hüppavad ligikaudu 8 km/s. See Jugoslaavia teadlase A. Mohorovicici poolt 1909. aastal kehtestatud piir arvatakse ühtivat välise peridotiidi kestaga. ülemine vahevöö. Maakoore paksus (1% Maa kogumassist) on keskmiselt 35 km: noorte kurdmägede all mandritel suureneb see 80 km-ni ja ookeani keskaheliku all väheneb 6-7 km-ni (arvestades ookeanipõhja pind).
Mantel on mahu ja kaalu poolest Maa suurim kest, mis ulatub maakoore alusest kuni Gutenbergi piirid, mis vastab ligikaudu 2900 km sügavusele ja on mantli alumiseks piiriks. Mantel on jagatud madalam(50% Maa massist) ja üleval(18%).Kaasaegsete kontseptsioonide kohaselt on mantli koostis üsna homogeenne tänu intensiivsele konvektiivsele segunemisele mantlisisese vooluga. Vahevöö materjali koostise kohta otsesed andmed peaaegu puuduvad. Eeldatakse, et see koosneb gaasidega küllastunud sulasilikaadi massist. Alumises vahevöös kasvavad piki- ja põiklainete levimiskiirused vastavalt 13 ja 7 km/s. Ülemine vahevöö 50-80 km sügavuselt (ookeanide all) ja 200-300 km sügavuselt (mandrite all) kuni 660-670 km on nn. astenosfäär. See on sulamistemperatuuri lähedal oleva aine suurenenud plastilisusega kiht.
Tuum on sferoid, mille keskmine raadius on umbes 3500 km. Samuti puudub otsene teave tuuma koostise kohta. On teada, et see on Maa kõige tihedam kest. Tuum on samuti jagatud kaheks sfääriks: väline, 5150 km sügavusele, vedelas olekus ja sisemine - tahke.Välises tuumas langeb pikilainete levimiskiirus 8 km/s-ni ja põiklained ei levi üldse, mida peetakse selle vedela oleku tõendiks. Alla 5150 km pikisuunaliste lainete levimise kiirus suureneb ja põiklained lähevad uuesti mööda. Sisemine tuum moodustab 2% Maa massist ja välimine tuum 29%.
Maa välimine "tahke" kest, sealhulgas maakoor ja ülemine osa mantel, vormid litosfäär. Selle paksus on 50-200 km.
Nimetatakse litosfääri ja selle all olevaid astenosfääri liikuvaid kihte, kus tavaliselt tekivad ja realiseeruvad tektoonilise iseloomuga maasisesed liikumised ning kus sageli asuvad maavärinate ja sulamagma allikad. tektonosfäär.
Maakoore koostis. Maakoore keemilised elemendid moodustavad looduslikke ühendeid - mineraalid, tavaliselt tahked ained, millel on teatud füüsikalised omadused. Maakoores on üle 3000 mineraali, sealhulgas umbes 50 kivimit moodustavat mineraali.
Moodustuvad korrapärased looduslikud mineraalide kombinatsioonid kivid. Maakoor koosneb erineva koostise ja päritoluga kivimitest. Päritolu järgi jagunevad kivimid tard-, sette- ja moondekivimiteks.
Tardkivimid tekivad magma tahkumise tõttu. Kui see toimub maakoore paksuses, siis pealetükkiv kristalliseerunud kivimid ja kui magma pinnale purskab, tekivad need effusiivne haridust. Ränisisalduse (SiO 2) põhjal eristatakse järgmisi tardkivimite rühmi: hapu(> 65% - graniidid, lipariidid jne), keskmine(65-53% - süeniidid, andesiidid jne), põhilised(52-45% - gabro, basaltid jne) ja ülialuseline(<45% - перидотиты, дуниты и др.).
Settekivimid tekivad maapinnal materjali sadestumise tõttu erineval viisil. Osa neist on tekkinud kivimite hävimise tulemusena. See klassikaline, või plastik, kivid. Kildude suurus varieerub rändrahnedest ja kivikestest tolmuosakesteni, mis võimaldab eristada nende hulgas erineva granulomeetrilise koostisega kivimeid - rändrahne, veerisid, konglomeraate, liivasid, liivakive jne. Orgaanilised kivimid tekivad organismide osalusel (lubjakivid, söed, kriit jne). Nad hõivavad märkimisväärse koha kemogeenne kivimid, mis on seotud aine sadestumisega lahusest teatud tingimustel.
Metamorfsed kivimid tekivad tard- ja settekivimite muutuste tulemusena kõrgete temperatuuride ja rõhkude mõjul Maa soolestikus. Nende hulka kuuluvad gneissid, kristalsed kiled, marmor jne.
Umbes 90% maakoore mahust moodustavad tard- ja moondepäritolu kristalsed kivimid. Geograafilise ümbrise puhul mängib olulist rolli suhteliselt õhuke ja katkendlik settekivimite kiht (stratisfäär), mis on otseses kokkupuutes geograafilise ümbrise erinevate komponentidega. Settekivimite keskmine paksus on umbes 2,2 km, tegelik paksus jääb vahemikku 10-14 km lohkudes kuni 0,5-1 km ookeani põhjas. A.B.Ronovi uuringute järgi on settekivimitest levinumad savid ja kildad (50%), liivad ja liivakivid (23,6%) ning karbonaatsed moodustised (23,5%). Maapinna koostises mängivad olulist rolli mitte-jääalade löss ja lössilaadsed savid, jääalade moreenide sortimata kihistused ning vee päritolu veeris-liiva moodustiste tsoonisisesed kuhjumised.
Maakoore struktuur. Nende struktuuri ja paksuse järgi (joonis 5.1) eristatakse kahte peamist maakoore tüüpi - kontinentaalset ja ookeanilist, mille keemilise koostise erinevused on näha tabelist. 5.1.
Mandriline maakoor koosneb sette-, graniidi- ja basaldikihtidest. Viimast tõstetakse esile tinglikult, sest seismiliste lainete kiirused on võrdsed kiirustega basaltides. Graniidikiht koosneb räni ja alumiiniumiga rikastatud kivimitest (SIAL), basaltkihi kivimid on rikastatud räni ja magneesiumiga (SIAM). Umbes 2,7 g/cm 3 keskmise kivimitihedusega graniidikihi ja keskmise tihedusega umbes 3 g/cm 3 basaldikihi kokkupuudet tuntakse Conradi piirina (nimetatud saksa maadeuurija W. Conradi järgi, kes avastas selle 1923. aastal). Ookeaniline maakoor kahekihiline. Selle põhiosa koosneb basaltidest, millel asub õhuke settekiht. Basaltide paksus ületab 10 km, ülemistes osades on hilise mesosoikumi settekivimite vahekihid usaldusväärselt kindlaks tehtud. Settekatte paksus ei ületa reeglina 1-1,5 km.
Riis. 5.1. Maakoore struktuur: 1 - basaldikiht; 2 - graniidikiht; 3 - stratisfäär ja ilmastikukoorik; 4 - ookeanipõhja basaltid; 5 - madala biomassiga alad; 6 - suure biomassiga alad; 7 - ookeaniveed; 8 - merejää; 9 - mandri nõlvade sügavad rikked
Mandrite ja ookeanipõhja basaldikiht on põhimõtteliselt erinev. Mandritel on need kontaktmoodustised vahevöö ja vanimate maiste kivimite vahel, nagu planeedi esmane koorik, mis tekkisid enne selle iseseisvat arengut või selle alguses (võib-olla tõendid Maa evolutsiooni "kuu" staadiumist) . Ookeanides on tegemist tõeliste basaltmoodustistega, peamiselt mesosoikumisajastuga, mis tekkisid litosfääriplaatide liikumise käigus tekkinud veealuste väljavalamiste tõttu. Esimese vanus peaks olema mitu miljardit aastat, teise - mitte rohkem kui 200 miljonit aastat.
Tabel 5.1. Mandrilise ja ookeanilise maakoore keemiline koostis
Mandriline maakoor |
Ookeaniline maakoor |
|
Mõnes kohas on seda täheldatud üleminekutüüp maakoor, mida iseloomustab märkimisväärne ruumiline heterogeensus. Seda tuntakse Ida-Aasia äärealadel (Beringi merest Lõuna-Hiinani), Sunda saarestikus ja mõnel muul maakera piirkonnal.
Erinevat tüüpi maakoore olemasolu on tingitud erinevustest planeedi üksikute osade arengus ja nende vanuses. See probleem on geograafilise ümbriku rekonstrueerimise seisukohalt äärmiselt huvitav ja oluline. Varem eeldati, et ookeaniline maakoor on esmane ja mandriline maakoor on sekundaarne, kuigi see on sellest miljardeid aastaid vanem. Kaasaegsete ideede kohaselt tekkis ookeaniline maakoor magma tungimise tõttu mandritevahelistes riketes.
Maakoore struktuurielemendid. Maakoor tekkis vähemalt 4 miljardi aasta jooksul, mille jooksul muutus see keerukamaks. endogeensete (peamiselt tektooniliste liikumiste mõjul) ja eksogeensete (ilmastiku jne) protsesside mõjul. Erineva intensiivsusega ja erinevatel aegadel avalduvad tektoonilised liikumised moodustasid maakoore struktuurid, mis moodustavad kergendust planeedid.
Suuri pinnavorme nimetatakse morfostruktuure(nt mäeahelikud, platood). Moodustuvad suhteliselt väikesed reljeefsed vormid morfoskulptuurid(näiteks karst).
Maa peamised planetaarsed struktuurid - mandritel Ja ookeanid. IN mandritel on suuri teise järku struktuure - plisseeritud vööd Ja platvormid, mis väljenduvad selgelt tänapäevases reljeefis.
Platvormid – need on tektooniliselt stabiilsed maakoore lõigud, mis on tavaliselt kahekihilise struktuuriga: alumine, mis on moodustatud iidsetest kivimitest, on nn. sihtasutus,ülemine, koosneb peamiselt hilisema vanusega settekivimitest - settekate. Platvormide vanust hinnatakse sihtasutuse moodustamise aja järgi. Nimetatakse platvormide piirkondi, kus vundament on settekatte all plaadid(näiteks vene pliit). Nimetatakse kohti, kus päevapinnale tekivad platvormvundamendi kivimid kilbid(näiteks Balti Kilp).
Ookeanide põhjas on tektooniliselt stabiilsed alad - Thalassokratonid ja mobiilsed tektooniliselt aktiivsed ribad - georiftid. Viimased vastavad ruumiliselt ookeani keskahelikele vahelduvate tõusude (meremägede kujul) ja vajumisega (süvamere lohkude ja kaevikute kujul). Koos vulkaaniliste ilmingutega ja ookeanipõhja kohalike tõusuga loovad ookeanilised geosünkliinid saarekaarte ja saarestiku spetsiifilisi struktuure, mis väljenduvad Vaikse ookeani põhja- ja lääneserval.
Mandrite ja ookeanide vahelised kontakttsoonid jagunevad kahte tüüpi: aktiivne Ja passiivne. Esimesed on tugevate maavärinate, aktiivse vulkanismi ja märkimisväärsete tektooniliste liikumiste keskused. Viimased on näide mandrite järkjärgulisest muutumisest läbi riiulite ja mandrite nõlvade ookeanipõhjani.
Litosfääri dünaamika. Ideid maiste struktuuride tekkemehhanismi kohta arendavad erinevate suundade teadlased, keda saab ühendada kahte rühma. esindajad fxism tuginedes väitele mandrite fikseeritud asendi kohta Maa pinnal ja vertikaalsete liikumiste ülekaalu kohta maakoore kihtide tektoonilistes deformatsioonides. Toetajad mobilismist esmane roll on antud horisontaalsetele liikumistele. Mobilismi põhiideed sõnastas A. Wegener (1880-1930) as mandrite triivi hüpotees. 20. sajandi teisel poolel saadud uued andmed võimaldasid selle suuna arendada kaasaegseks teooriaks neomobilism, seletades maakoores toimuvate protsesside dünaamikat suurte litosfääriplaatide triiviga.
Maakoore tänapäevase ehituse järgi on ookeanide keskosades litosfääri plaatide piirid. ookeani keskahelikud mille telgedel on rift (tõrke) tsoonid. Ookeanide äärealadel mandrite ja ookeanibasseini sängi vahelistes üleminekuvööndites, geosünklinaalsed mobiilsed rihmad volditud vulkaaniliste saarekaarede ja süvamerekraavidega piki nende välisservi. Litosfääriplaatide interaktsiooniks on kolm võimalust: lahknevus, või levib; kokkupõrge, olenevalt kontaktplaatide tüübist kaasneb subduktsioon, väljavool või kokkupõrge; horisontaalne libisemineüks plaat teise suhtes. Seoses ookeanide ja mandrite päritolu probleemiga tuleb märkida, et praegu lahendatakse see enamasti maakoore killustumise tuvastamisega laamadeks, mille liikumine põhjustas ookeani poolt hõivatud tohutute lohkude moodustumise. veed.
Maa tänapäevase ilme kujunemine. IN Kogu Maa ajaloo jooksul on mandrite ja ookeanide asukoht ja konfiguratsioon pidevalt muutunud. Geoloogiliste andmete kohaselt ühinesid Maa mandrid neli korda. Nende moodustumise etappide rekonstrueerimine viimase 570 miljoni aasta jooksul (fanerosoikumis) näitab viimase superkontinendi olemasolu - Pangea 250 miljonit aastat tagasi tekkinud üsna paksu, kuni 30-35 km pikkuse mandrikoorega, mis lagunes Gondwana, hõivavad maakera lõunaosa ja Laurasia,ühendab põhjapoolseid kontinente. Pangea kokkuvarisemine tõi kaasa veeruumi avanemise, esialgu kujul paleo-Vaikne ookean ookean ja ookean Tethys, ja hiljem (65 miljonit aastat tagasi) - kaasaegsed ookeanid. Nüüd jälgime, kuidas mandrid lahku lähevad. Raske on ette kujutada, milline on tänapäevaste mandrite ja ookeanide nihkumine tulevikus. S.V.Aplonovi sõnul on võimalik, et nad ühinevad viiendaks superkontinendiks, mille keskpunktiks saab Euraasia. V.P. Trubitsyn usub, et miljardi aasta pärast võivad mandrid taas lõunapoolusele koguneda.
Atmosfäär - See on Maa välimine gaasiline kest. Atmosfääri alumine piir on maapind. Ülemine piir läbib 3000 km kõrguselt, kus õhu tihedus võrdub aine tihedusega Kosmoses.
Atmosfääri õhku hoiab maapinna lähedal gravitatsioonijõud. Atmosfääri kogumass on 5,13610 15 t (teistel andmetel - 5,910 15 t), mis vastab Maa peale ühtlaselt jaotunud 10 m veekihi või 76 cm paksuse elavhõbedakihi massile. Peal oleva õhusamba kaal määrab atmosfäärirõhu väärtuse, mis on maapinnal keskmiselt 760 mm Hg. Art. ehk 1 atm (1013 hPa või 1013 mbar).
Õhutihedus merepinnal temperatuuril 15°C on keskmiselt 1,2255 kg/m3 ehk 0,0012 g/cm3, kõrgusel 5 km - 0,735 kg/cm3, 10 km - 0,411 kg/cm3, 20 km - 0,087 kg/cm3. 300 km kõrgusel on õhu tihedus juba 100 miljardit korda väiksem kui Maa pinnal.
Atmosfääri koostis. Atmosfäär koosneb konstantsetest ja muutuvatest komponentidest (tabel 5.2). TO püsiv sisaldavad lämmastikku (78% mahust), hapnikku(21%) ja inertgaasid(0,93%).Lämmastiku ja hapniku aktiivsete komponentide koguse püsivuse määrab tasakaal vaba hapniku ja lämmastiku vabanemise protsesside (peamiselt elusorganismide poolt) ning nende imendumise vahel keemiliste reaktsioonide käigus. Väärisgaasid ei osale atmosfääris toimuvates reaktsioonides. Muutujad komponendid on süsinikdioksiid, veeaur, osoon, aerosoolid.
Tabel 5.2. Atmosfääri koostis
Püsikomponendid |
||
Hapnik | ||
Muutuvad komponendid |
||
veeaur | ||
Süsinikdioksiid | ||
Lämmastikoksiid | ||
Osoon (troposfääri) | ||
Osoon (stratosfääriline) | ||
Aerosoolid (osakesed) |
veeaur blokeerib kuni 60% planeedi soojuskiirgusest. Veeaur täidab ka teist olulist funktsiooni, mille jaoks seda nimetatakse atmosfääriprotsesside "põhikütuseks". Niiskuse aurustumisel (ja nii täitub atmosfäär veeauruga) läheb märkimisväärne osa energiast (umbes 2500 J) avatud vormi ja vabaneb seejärel kondenseerumisel. Tavaliselt juhtub see pilvkatte kõrgusel. Selliste faasiüleminekute tulemusena liigub geograafilises ümbrises suur hulk energiat, "toites" erinevaid atmosfääriprotsesse, eriti troopilisi tsükloneid.
Veeaur ja süsinikdioksiid toimivad looduslike atmosfäärifiltritena, mis blokeerivad pikalainelist soojuskiirgust maapinnalt. Tänu sellele on olemas Kasvuhooneefekt, mis määrab maapinna üldise temperatuuritõusu 38°C võrra (selle keskmine väärtus on -23°C asemel +15°C).
Aerosooli osakesed- Need on hõljuv mineraal- ja vulkaaniline tolm, põlemisproduktid (suits), meresoolade kristallid, eosed ja õietolm ning mikroorganismid. Aerosoolisisaldus määrab atmosfääri läbipaistvuse taseme. Aktiivse inimtekkelise tegevuse tõttu on atmosfääri tolmusisaldus suurenenud. Katsed näitavad, et kui tolmu on palju, võib Maale jõudva päikesekiirguse hulk väheneda, mis toob kaasa muutused planeedi ilmas ja kliimas. Suurimad aerosoolid on kondensatsiooni tuumad- soodustada veeauru muutumist veepiiskadeks (pilvedeks).
Atmosfääri vertikaalne struktuur. Atmosfäär on jagatud viieks kestaks.
Maapinnaga vahetult külgnevat atmosfääri alumist osa nimetatakse troposfäär. See ulatub üle pooluste 8 km kõrgusele, parasvöötme laiuskraadidel - kuni 10-11 km, ekvaatori kohal - kuni 16-17 km. Siia on koondunud umbes 80% atmosfääri kogumassist. Täheldatud temperatuuri langus selles kihis (keskmiselt 0,6 ° C 100 m kohta) on seotud õhu paisumisega välisrõhu languse mõjul kõrgusega, samuti soojuse ülekandega maapinnalt. Kui kogu Maa aasta keskmine õhutemperatuur on merepinnal +15°C, langeb troposfääri ülemisel piiril -56°C-ni. Õhutemperatuuri langus, nagu ka muud meteoroloogilised suurused, ei püsi alati ja mõnel juhul kaldub see normaalsest kõrvale, moodustades inversioonid. Viimaseid määravad kohalikud geograafilised põhjused.
Troposfääri õhu füüsikalised omadused on suures osas määratud selle vastasmõju olemusega aluspinnaga. Õhu pideva segunemise tõttu on selle koostis kogu troposfääri paksuse ulatuses konstantne. Troposfäär sisaldab suuremat osa kogu atmosfääri niiskusest.
Troposfääri ülemise piiri lähedal on üleminekukiht - tropopaus umbes 1 km paksune. Vertikaalsed õhuvoolud ei tõuse üle tropopausi, mis on tingitud selle kuumenemise ja niisutamise erinevustest maapinnast (atmosfääri konvektsioon).
Troposfääri kohal asub kuni ligikaudu 50 km kõrgusel stratosfäär. Varem peeti seda isotermilise kihina, mille keskmine temperatuur oli -56°C. Kuid uued andmed on näidanud, et isotermi täheldatakse ainult selle alumises osas, kuni ligikaudu 20 km, ja ülemisel piiril tõuseb temperatuur 0 ° C-ni. Stratosfääri katab võimas horisontaalne tsirkulatsioon vertikaalse liikumise elementidega, mis aitab kaasa õhu aktiivsele segunemisele. Inimtekkeline reostus on praktiliselt välistatud, kuid siia tungivad intensiivse vulkaaniheite produktid, mis püsivad üsna kaua ja mõjutavad kosmilist kiirgust, sealhulgas päikesekiirgust.
Stratosfääri eripäraks on osoonikiht, mille moodustamises osaleb järgmine füüsikalis-keemiline mehhanism. Kuna atmosfäär edastab valikuliselt Päikeselt tuleva elektromagnetkiirgust, jaotub päikesekiirgus maapinnal ebaühtlaselt. Õhus olev hapnik interakteerub lühilainelise ultraviolettkiirgusega (UV) ja kui hapnikumolekul O2 neelab piisava energiaga UV-valgust, laguneb see:
O 2 + UV valgus → O + O
Aatomi hapnik on väga aktiivne ja seob hapnikumolekuli, moodustades osoonimolekuli:
aatomihapnik (O) + molekulaarne hapnik (O 2) → osoon (O 3)
Tavaliselt toimub see umbes 25-28 km kõrgusel maapinnast, kus tekib osoonikiht. Osoon adsorbeerib tugevalt ultraviolettkiirgust, mis on kahjulik elusorganismidele.
See asub stratosfääri kohal 80–90 km kõrgusel mesosfäär. Temperatuur selles kihis langeb uuesti ja jõuab -107°C-ni. 75–90 km kõrgusel täheldatakse jääkristallidest koosnevaid "nooktiluentseid pilvi".
Ligikaudu 800-1000 km kõrguseni on seal termosfäär. Siin tõuseb õhutemperatuur taas 150 km kõrgusel 220° C ja 600 km kõrgusel 1500° C. Termosfääri õhk koosneb peamiselt lämmastikust ja hapnikust, kuid 90-100 km kohal on päikesekiirguse lühilained. põhjustada O 2 molekulide lagunemist aatomiteks ja siin domineerib aatomihapnik. Üle 325 km dissotsieerub ka lämmastik. Atmosfääri alumistele kihtidele iseloomulik lämmastiku ja hapniku suhe (78 ja 21%) muutub 200 km kõrgusel ning on vastavalt 45 ja 55%. Ultraviolett- ja kosmiliste kiirte mõjul on termosfääris olevad õhuosakesed elektriliselt laetud, mis vastutab aurorade tekke eest. Termosfäär neelab päikesekroonilt tuleva röntgenikiirgust ja hõlbustab raadiolainete levikut.
Üle 1000 km asub eksosfäär. Aatomite ja gaaside molekulide liikumiskiirus ulatub siin kolmanda kosmilise kiiruseni (11,2 km/s), mis võimaldab neil ületada gravitatsiooni ja hajuda kosmoses.
Troposfääri õhuringluse põhijooned.Õhuringlus on põhjustatud atmosfäärirõhu ebaühtlasest jaotumisest maapinna lähedal, mille tulemuseks on süsteemid tuuled - õhu suunaline liikumine kõrge rõhuga piirkonnast madalasse piirkonda.Surveväli koosneb erinevatest õhumassidest, koosneb eraldi survesüsteemidest, mille hulgas ontsüklonid (madalrõhuala keskel ja õhk liigub vastupäeva) jaantitsüklonid (kõrgsurveala keskel ja õhu liikumine päripäeva), bariclohud ja künaharjad Jasadulad. Eristamapüsiv Atmosfääri toimekeskused on kõrg- või madalrõhualad, mis eksisteerivad aastaringselt või teatud aastaajal (Islandi ja Aleuudi mõõnad, Assoorid, Hawaii, Siberi kõrgused). Õhumasside valdav transport ja nende dünaamika avaldub selles passaattuuled, mussoonid, tuuled ringluses, kvaasistatsionaarsete kujunemisel ja rändelõhurinded Maa pinnal (naguintertroopiline lähenemistsoon) Erilist huvi pakuvadtroopilised tsüklonid, nimetatakse Atlandi ookeanisorkaanid, Vaikses ookeanis -taifuunid mis segavad oluliselt paljude Kesk-Ameerika, Kagu-Aasia ja teiste piirkondade rannikuriikide elanike igapäevaelu. Survesüsteemide peamised parameetrid on trajektoor, liikumiskiirus, toimeraadius, atmosfäärirõhk kihistu keskmes. Liikuvad tsüklonid mõjutavad aluspinda, häirides hüdrometeoroloogiliste koguste normaalset jaotumist, põhjustades torme maal ja merel.