Wie dick ist die Kontinentalkruste? Die Erdkruste ist ozeanischen Typs. Wie man die Kraft der Erde spürt

VORTRAG 5. ZUSAMMENSETZUNG DER GEOGRAFISCHEN UMGEBUNG

Die Bildung der erdeigenen Substanz begann mit vulkanogenen Formationen, dargestellt durch Laven, Ausbrüche heißer Asche und Gaswolken sowie begleitende Entgasungserscheinungen des Untergrunds. Vulkanogenes Material gelangte über die Peridotitoberfläche der Erde in die Restatmosphäre – ein Relikt der ursprünglichen Wolke oder des ursprünglichen Nebels. Zu dieser Zeit gab es keine Gewässer und die Erde war nicht der Planet der Ozeane, der sie heute ist. Die Bildung der geografischen Hülle begann offenbar auf ihrer lithogenen Basis, auf der sich Luft- und Wassermassen zu „stützen“ begannen. Die zeitliche Einteilung der Bildung einzelner Sphären des Planeten ist bedingt, da fast alles fast gleichzeitig geschah, jedoch mit unterschiedlichen Konsolidierungsraten von neuem Material.

Innere Struktur der Erde umfasst drei Schalen: Erdkruste, Erdmantel und Erdkern. Die Hüllenstruktur der Erde wurde durch Fernerkundungsmethoden ermittelt, die auf der Messung der Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen basieren, die aus zwei Komponenten bestehen – Longitudinal- und Transversalwellen. Longitudinalwellen (P). verbunden mit Zug- (oder Druck-)Spannungen, die in der Richtung ihrer Ausbreitung ausgerichtet sind. Quer (S) Wellen verursachen Schwingungen des Mediums, die senkrecht zu ihrer Ausbreitungsrichtung ausgerichtet sind. Diese Wellen breiten sich in einem flüssigen Medium nicht aus.

Erdkruste - eine steinige Hülle, die aus einer festen Substanz mit einem Überschuss an Kieselsäure, Alkali, Wasser und einer unzureichenden Menge an Magnesium und Eisen besteht. Es trennt sich vom oberen Erdmantel Mohorovicic-Grenze(Moho-Schicht), bei der die Geschwindigkeit der longitudinalen seismischen Wellen auf etwa 8 km/s ansteigt. Es wird angenommen, dass diese Grenze, die 1909 vom jugoslawischen Wissenschaftler A. Mohorovicic festgelegt wurde, mit der äußeren Peridotitschale der Schicht zusammenfällt oberer Mantel. Die Dicke der Erdkruste (1 % der Gesamtmasse der Erde) beträgt durchschnittlich 35 km: Unter jungen Faltengebirgen auf Kontinenten nimmt sie auf 80 km zu und unter mittelozeanischen Rücken nimmt sie auf 6 - 7 km ab (von der Erdkruste aus gerechnet). Oberfläche des Meeresbodens).

Mantel ist die volumen- und gewichtsmäßig größte Hülle der Erde und erstreckt sich von der Basis der Erdkruste bis Gutenberg-Grenzen, Dies entspricht einer Tiefe von etwa 2900 km und wird als untere Grenze des Erdmantels angesehen. Der Mantel ist unterteilt in untere(50 % der Erdmasse) und Spitze(18 %). Nach modernen Konzepten ist die Zusammensetzung des Mantels aufgrund der intensiven konvektiven Vermischung durch Strömungen innerhalb des Mantels recht homogen. Es gibt fast keine direkten Daten zur Materialzusammensetzung des Erdmantels. Es wird angenommen, dass es sich um eine geschmolzene, mit Gasen gesättigte Silikatmasse handelt. Die Ausbreitungsgeschwindigkeiten von Longitudinal- und Transversalwellen im unteren Erdmantel steigen auf 13 bzw. 7 km/s. Als oberer Erdmantel wird eine Tiefe von 50–80 km (unter den Ozeanen) bzw. 200–300 km (unter den Kontinenten) bis 660–670 km bezeichnet Asthenosphäre. Dabei handelt es sich um eine Schicht erhöhter Plastizität einer Substanz nahe dem Schmelzpunkt.

Kern ist ein Sphäroid mit einem durchschnittlichen Radius von etwa 3500 km. Auch über die Zusammensetzung des Kerns liegen keine direkten Informationen vor. Es ist bekannt, dass es sich um die dichteste Hülle der Erde handelt. Der Kern ist ebenfalls in zwei Sphären unterteilt: extern, bis zu einer Tiefe von 5150 km, in flüssigem Zustand, und intern - fest. Im äußeren Kern sinkt die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Longitudinalwellen auf 8 km/s und Transversalwellen breiten sich überhaupt nicht aus, was als Beweis für seinen flüssigen Zustand gewertet wird. Unterhalb von 5150 km nimmt die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Longitudinalwellen zu und Transversalwellen passieren erneut. Der innere Kern macht 2 % der Erdmasse aus, der äußere Kern 29 %.

Es bildet sich die äußere „feste“ Hülle der Erde, einschließlich der Erdkruste und des oberen Teils des Mantels Lithosphäre. Seine Mächtigkeit beträgt 50-200 km.

Als Lithosphäre und die darunter liegenden beweglichen Schichten der Asthenosphäre werden bezeichnet, in denen in der Regel intraterrestrische Bewegungen tektonischer Natur entstehen und realisiert werden und in denen sich häufig Erdbebenquellen und geschmolzenes Magma befinden Tektonosphäre.

Zusammensetzung der Erdkruste. Chemische Elemente in der Erdkruste bilden natürliche Verbindungen - Mineralien, meist feste Stoffe, die bestimmte physikalische Eigenschaften haben. Die Erdkruste enthält mehr als 3.000 Mineralien, darunter etwa 50 gesteinsbildende Mineralien.

Es bilden sich regelmäßige natürliche Kombinationen von Mineralien Felsen. Die Erdkruste besteht aus Gesteinen unterschiedlicher Zusammensetzung und Herkunft. Aufgrund ihrer Herkunft werden Gesteine ​​in magmatische, sedimentäre und metamorphe Gesteine ​​unterteilt.

Magmatische Gesteine entstehen durch die Erstarrung von Magma. Wenn dies in der Dicke der Erdkruste geschieht, dann aufdringlich kristallisierte Gesteine, und wenn Magma an die Oberfläche ausbricht, entstehen sie überschwänglich Ausbildung. Basierend auf dem Gehalt an Kieselsäure (SiO 2) werden folgende Gruppen von magmatischen Gesteinen unterschieden: sauer(> 65 % - Granite, Liparite usw.), Durchschnitt(65-53% - Syenite, Andesite usw.), Basic(52-45% - Gabbro, Basalte usw.) und ultrabasisch(<45% - перидотиты, дуниты и др.).

Sedimentgestein entstehen auf der Erdoberfläche durch die Ablagerung von Material auf unterschiedliche Weise. Einige von ihnen sind durch die Zerstörung von Gesteinen entstanden. Das klastisch, oder Plastik, Steine. Die Größe der Fragmente variiert von Felsbrocken und Kieselsteinen bis hin zu staubigen Partikeln, was es ermöglicht, zwischen ihnen Gesteine ​​​​mit unterschiedlicher granulometrischer Zusammensetzung zu unterscheiden – Felsbrocken, Kieselsteine, Konglomerate, Sande, Sandsteine ​​​​usw. Organogene Gesteine entstehen unter Beteiligung von Organismen (Kalksteine, Kohlen, Kreide etc.). Sie nehmen einen bedeutenden Platz ein chemogen Gesteine, die mit der Ausfällung einer Substanz aus einer Lösung unter bestimmten Bedingungen verbunden sind.

Metaphorische Felsen entstehen durch Veränderungen in magmatischen und Sedimentgesteinen unter dem Einfluss hoher Temperaturen und Drücke im Erdinneren. Dazu gehören Gneise, kristalline Schiefer, Marmor usw.

Etwa 90 % des Volumens der Erdkruste bestehen aus kristallinen Gesteinen magmatischen und metamorphen Ursprungs. Für die geografische Hülle spielt eine relativ dünne und diskontinuierliche Schicht aus Sedimentgesteinen (Stratisphäre), die in direktem Kontakt mit verschiedenen Komponenten der geografischen Hülle steht, eine wichtige Rolle. Die durchschnittliche Mächtigkeit von Sedimentgesteinen beträgt etwa 2,2 km, die tatsächliche Mächtigkeit reicht von 10–14 km in Trögen bis zu 0,5–1 km auf dem Meeresboden. Nach den Untersuchungen von A. B. Ronov sind Ton und Schiefer (50 %), Sande und Sandsteine ​​(23,6 %) sowie Karbonatformationen (23,5 %) die häufigsten Sedimentgesteine. Eine wichtige Rolle bei der Zusammensetzung der Erdoberfläche spielen Löss und lössähnliche Lehme nicht-eiszeitlicher Gebiete, unsortierte Moränenschichten eiszeitlicher Gebiete und intrazonale Ansammlungen von Kieselsandformationen wasserbedingten Ursprungs.

Die Struktur der Erdkruste. Aufgrund ihrer Struktur und Dicke (Abb. 5.1) werden zwei Haupttypen der Erdkruste unterschieden – kontinentale und ozeanische. Die Unterschiede in ihrer chemischen Zusammensetzung sind aus der Tabelle ersichtlich. 5.1.

Kontinentale Kruste besteht aus Sediment-, Granit- und Basaltschichten. Letzteres wird bedingt hervorgehoben, da die Geschwindigkeit seismischer Wellen gleich der Geschwindigkeit in Basalten ist. Die Granitschicht besteht aus mit Silizium und Aluminium angereicherten Gesteinen (SIAL), die Gesteine ​​der Basaltschicht sind mit Silizium und Magnesium angereichert (SIAM). Der Kontakt zwischen einer Granitschicht mit einer durchschnittlichen Gesteinsdichte von etwa 2,7 g/cm 3 und einer Basaltschicht mit einer durchschnittlichen Dichte von etwa 3 g/cm 3 wird als Conrad-Grenze bezeichnet (benannt nach dem deutschen Entdecker W. Conrad, der entdeckte es 1923). Ozeanische Kruste Zwei Schichten. Sein Großteil besteht aus Basalten, auf denen eine dünne Sedimentschicht liegt. Die Mächtigkeit der Basalte beträgt mehr als 10 km, in den oberen Teilen sind Zwischenschichten aus Sedimentgesteinen des späten Mesozoikums zuverlässig nachgewiesen. Die Dicke der Sedimentbedeckung beträgt in der Regel nicht mehr als 1–1,5 km.

Reis. 5.1. Struktur der Erdkruste: 1 - Basaltschicht; 2 - Granitschicht; 3 - Stratisphäre und Verwitterungskruste; 4 - Basalte des Meeresbodens; 5 - Gebiete mit geringer Biomasse; 6 - Gebiete mit hoher Biomasse; 7 - Meeresgewässer; 8 - Meeres-Eis; 9 - tiefe Verwerfungen der Kontinentalhänge

Die Basaltschicht auf Kontinenten und dem Meeresboden unterscheidet sich grundlegend. Auf den Kontinenten handelt es sich um Kontaktformationen zwischen dem Mantel und den ältesten Erdgesteinen, wie der Primärkruste des Planeten, die vor oder zu Beginn seiner eigenständigen Entwicklung entstanden (möglicherweise ein Beweis für das „Mond“-Stadium der Erdentwicklung). . In den Ozeanen handelt es sich um echte Basaltformationen, hauptsächlich aus dem Mesozoikum, die durch Unterwasserergüsse während der Bewegung lithosphärischer Platten entstanden sind. Das Alter des ersteren sollte mehrere Milliarden Jahre betragen, das des letzteren nicht mehr als 200 Millionen Jahre.

Tabelle 5.1. Chemische Zusammensetzung der kontinentalen und ozeanischen Kruste

	Kontinentale Kruste	Ozeanische Kruste

An einigen Stellen wird es beobachtet Übergangstyp die Erdkruste, die durch erhebliche räumliche Heterogenität gekennzeichnet ist. Es ist in den Randmeeren Ostasiens (vom Beringmeer bis Südchina), im Sunda-Archipel und einigen anderen Gebieten der Welt bekannt.

Das Vorhandensein verschiedener Arten der Erdkruste ist auf Unterschiede in der Entwicklung einzelner Teile des Planeten und deren Alter zurückzuführen. Dieses Problem ist im Hinblick auf die Rekonstruktion der geografischen Hülle äußerst interessant und wichtig. Bisher ging man davon aus, dass die ozeanische Kruste primär und die kontinentale Kruste sekundär ist, obwohl sie viele Milliarden Jahre älter ist. Nach modernen Vorstellungen entstand die ozeanische Kruste durch das Eindringen von Magma entlang von Verwerfungen zwischen Kontinenten.

Strukturelemente der Erdkruste. Die Erdkruste entstand über einen Zeitraum von mindestens 4 Milliarden Jahren und wurde dabei immer komplexer. unter dem Einfluss endogener (hauptsächlich unter dem Einfluss tektonischer Bewegungen) und exogener (Verwitterung etc.) Prozesse. Mit unterschiedlicher Intensität und zu unterschiedlichen Zeiten prägten tektonische Bewegungen die Strukturen der Erdkruste, die sich bilden Erleichterung Planeten.

Große Landformen werden genannt Morphostrukturen(z. B. Gebirgszüge, Hochebenen). Es bilden sich relativ kleine Reliefformen Morphoskulpturen(zum Beispiel Karst).

Die wichtigsten Planetenstrukturen der Erde - Kontinente Und Ozeane. IN innerhalb der Kontinente gibt es große Strukturen zweiter Ordnung - Faltengürtel Und Plattformen, die im modernen Relief deutlich zum Ausdruck kommen.

Plattformen - Dabei handelt es sich um tektonisch stabile Abschnitte der Erdkruste, meist mit zweistufiger Struktur: Der untere, aus alten Gesteinen gebildete, wird genannt Stiftung, Obermaterial, überwiegend aus Sedimentgesteinen späteren Alters zusammengesetzt - Sedimentbedeckung. Das Alter der Plattformen wird zum Zeitpunkt der Gründung des Fundaments geschätzt. Als Bereiche von Plattformen werden Bereiche bezeichnet, in denen das Fundament unter der Sedimentdecke versunken ist Platten(zum Beispiel russischer Ofen). Als Orte werden Stellen bezeichnet, an denen Plattformfundamentfelsen an der Tagesoberfläche auftauchen Schilde(zum Beispiel der Baltische Schild).

Am Grund der Ozeane gibt es tektonisch stabile Gebiete – Thalassokratonen und mobile tektonisch aktive Bänder - Geolifte. Letztere entsprechen räumlich mittelozeanischen Rücken mit abwechselnden Hebungen (in Form von Seebergen) und Senkungen (in Form von Tiefseesenken und Gräben). Zusammen mit vulkanischen Erscheinungen und lokalen Hebungen des Meeresbodens bilden ozeanische Geosynklinale spezifische Strukturen von Inselbögen und Archipelen, die an den nördlichen und westlichen Rändern des Pazifischen Ozeans zum Ausdruck kommen.

Kontaktzonen zwischen Kontinenten und Ozeanen werden in zwei Typen unterteilt: aktiv Und passiv. Erstere sind Zentren starker Erdbeben, aktiven Vulkanismus und eines erheblichen Ausmaßes tektonischer Bewegungen. Letztere sind ein Beispiel für den allmählichen Wandel der Kontinente über Schelfe und Kontinentalhänge bis zum Meeresboden.

Dynamik der Lithosphäre. Ideen über den Entstehungsmechanismus irdischer Strukturen werden von Wissenschaftlern verschiedener Richtungen entwickelt, die sich in zwei Gruppen zusammenfassen lassen. Vertreter FXismus basierend auf der Aussage über die feste Lage der Kontinente auf der Erdoberfläche und das Vorherrschen vertikaler Bewegungen bei tektonischen Verformungen der Schichten der Erdkruste. Unterstützer Mobilismus Die Hauptrolle kommt den horizontalen Bewegungen zu. Die Grundgedanken des Mobilismus wurden von A. Wegener (1880-1930) formuliert als Kontinentaldrift-Hypothese. Neue Daten aus der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts ermöglichten es, diese Richtung zu einer modernen Theorie weiterzuentwickeln Neomobilismus, Erklärung der Dynamik von Prozessen in der Erdkruste durch die Drift großer Lithosphärenplatten.

Nach der modernen Struktur der Erdkruste liegen in den zentralen Teilen der Ozeane die Grenzen lithosphärischer Platten mittelozeanische Rücken mit Rift-(Störungs-)Zonen entlang ihrer Achsen. Entlang der Peripherie der Ozeane, in den Übergangszonen zwischen den Kontinenten und dem Grund des Ozeanbeckens, geosynklinale mobile Gürtel mit gefalteten vulkanischen Inselbögen und Tiefseegräben an ihren Außenrändern. Für die Wechselwirkung lithosphärischer Platten gibt es drei Möglichkeiten: Diskrepanz, oder sich ausbreiten; Kollision, begleitet, je nach Art der sich berührenden Platten, von Subduktion, Eduktion oder Kollision; horizontal Unterhose eine Platte relativ zu einer anderen. Bezüglich des Problems der Entstehung von Ozeanen und Kontinenten ist anzumerken, dass es derzeit am häufigsten durch die Erkenntnis der Fragmentierung der Erdkruste in eine Reihe von Platten gelöst wird, deren Bewegung zur Bildung riesiger, von Ozeanen besetzter Depressionen führte Gewässer.

Entstehung des modernen Erscheinungsbildes der Erde. IN Im Laufe der Erdgeschichte haben sich die Lage und Konfiguration der Kontinente und Ozeane ständig verändert. Geologischen Daten zufolge schlossen sich die Kontinente der Erde viermal zusammen. Die Rekonstruktion der Stadien ihrer Entstehung in den letzten 570 Millionen Jahren (im Phanerozoikum) weist auf die Existenz des letzten Superkontinents hin – Pangäa mit einer ziemlich dicken, bis zu 30-35 km langen kontinentalen Kruste, die vor 250 Millionen Jahren entstand und in die sich zerfiel Gondwana, den südlichen Teil der Welt besetzen, und Laurasia, die nördlichen Kontinente vereinen. Der Zusammenbruch von Pangäa führte zur Öffnung des Wasserraums, zunächst in Form Paläo-Pazifik Ozean und Ozean Tethys, und später (vor 65 Millionen Jahren) - moderne Ozeane. Jetzt beobachten wir, wie sich die Kontinente auseinander bewegen. Es ist schwer vorstellbar, wie die Verschiebung moderner Kontinente und Ozeane in Zukunft aussehen wird. Laut S. V. Aplonov ist es möglich, dass sie sich zu einem fünften Superkontinent vereinen, dessen Zentrum Eurasien sein wird. V. P. Trubitsyn glaubt, dass sich die Kontinente in einer Milliarde Jahren wieder am Südpol versammeln können.

Atmosphäre - Dies ist die äußere Gashülle der Erde. Die untere Grenze der Atmosphäre ist die Erdoberfläche. Die obere Grenze verläuft in einer Höhe von 3000 km, wo die Dichte der Luft der Dichte der Materie im Weltraum entspricht.

Die Luft der Atmosphäre wird durch die Schwerkraft in der Nähe der Erdoberfläche gehalten. Das Gesamtgewicht der Atmosphäre beträgt 5,13610 15 t (nach anderen Quellen 5,910 15 t), was dem Gewicht einer gleichmäßig über die Erde verteilten Wasserschicht von 10 m oder einer 76 cm dicken Quecksilberschicht entspricht Das Gewicht der darüber liegenden Luftsäule bestimmt den Wert des atmosphärischen Drucks, der an der Erdoberfläche durchschnittlich 760 mm Hg beträgt. Art., oder 1 atm (1013 hPa, oder 1013 mbar).

Die Luftdichte auf Meereshöhe beträgt bei einer Temperatur von 15°C durchschnittlich 1,2255 kg/m3, bzw. 0,0012 g/cm3, in einer Höhe von 5 km - 0,735 kg/cm3, 10 km - 0,411 kg/cm3, 20 km - 0,087 kg/cm3. In einer Höhe von 300 km ist die Luftdichte bereits 100 Milliarden Mal geringer als an der Erdoberfläche.

Zusammensetzung der Atmosphäre. Die Atmosphäre besteht aus konstanten und variablen Bestandteilen (Tabelle 5.2). ZU dauerhaft enthalten Stickstoff (78 Vol.-%), Sauerstoff(21%) und Inertgase(0,93 %). Die Konstanz der Menge der aktiven Komponenten Stickstoff und Sauerstoff wird durch das Gleichgewicht zwischen den Prozessen der Freisetzung von freiem Sauerstoff und Stickstoff (hauptsächlich durch lebende Organismen) und ihrer Absorption bei chemischen Reaktionen bestimmt. Edelgase nehmen nicht an Reaktionen in der Atmosphäre teil. Variablen Die Bestandteile sind Kohlendioxid, Wasserdampf, Ozon, Aerosole.

Tabelle 5.2. Atmosphärische Komposition

Permanente Komponenten
Sauerstoff
Variable Komponenten
Wasserdampf
Kohlendioxid
Stickoxid
Ozon (troposphärisch)
Ozon (Stratosphäre)
Aerosole (Partikel)

Wasserdampf blockiert bis zu 60 % der Wärmestrahlung des Planeten. Wasserdampf erfüllt noch eine weitere wichtige Funktion, weshalb er als „Hauptbrennstoff“ atmosphärischer Prozesse bezeichnet wird. Wenn Feuchtigkeit verdunstet (und so die Atmosphäre mit Wasserdampf aufgefüllt wird), geht ein erheblicher Teil der Energie (ca. 2500 J) in offene Form über und wird dann bei der Kondensation freigesetzt. Dies geschieht normalerweise in der Höhe der Wolkendecke. Infolge solcher Phasenübergänge bewegt sich eine große Energiemenge innerhalb der geografischen Hülle und „füttert“ verschiedene atmosphärische Prozesse, insbesondere tropische Wirbelstürme.

Wasserdampf und Kohlendioxid dienen als natürliche atmosphärische Filter, die langwellige Wärmestrahlung von der Erdoberfläche blockieren. Dank dessen gibt es Treibhauseffekt, Dies bestimmt den Gesamtanstieg der Temperatur der Erdoberfläche um 38 °C (der Durchschnittswert beträgt +15 °C statt -23 °C).

Aerosolpartikel- Dabei handelt es sich um schwebenden Mineral- und Vulkanstaub, Verbrennungsprodukte (Rauch), Meersalzkristalle, Sporen und Pollen sowie Mikroorganismen. Der Aerosolgehalt bestimmt den Grad der Transparenz der Atmosphäre. Aufgrund aktiver anthropogener Aktivitäten ist der Staubgehalt der Atmosphäre gestiegen. Experimente zeigen, dass bei viel Staub die Menge der Sonnenstrahlung, die die Erde erreicht, abnehmen kann, was zu Veränderungen im Wetter und Klima des Planeten führt. Die größten Aerosole sind Kondensationskerne- die Umwandlung von Wasserdampf in Wassertröpfchen (Wolken) fördern.

Vertikale Struktur der Atmosphäre. Die Atmosphäre ist in fünf Schalen unterteilt.

Der untere Teil der Atmosphäre, der direkt an die Erdoberfläche angrenzt, wird als bezeichnet Troposphäre. Es erstreckt sich über die Pole bis zu einer Höhe von 8 km, in gemäßigten Breiten bis zu 10–11 km, über dem Äquator bis zu 16–17 km. Hier sind etwa 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre konzentriert. Der beobachtete Temperaturabfall in dieser Schicht (durchschnittlich 0,6 °C pro 100 m) ist mit der Luftausdehnung unter dem Einfluss eines mit der Höhe abnehmenden Außendrucks sowie mit der Wärmeübertragung von der Erdoberfläche verbunden. Bei einer durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur für die gesamte Erde von +15°C auf Meereshöhe sinkt sie an der oberen Grenze der Troposphäre auf -56°C. Der Rückgang der Lufttemperatur sowie anderer meteorologischer Größen bleibt nicht immer erhalten und weicht in einigen Fällen vom Normalzustand ab Inversionen. Letztere werden durch lokale geografische Gründe bestimmt.

Die physikalischen Eigenschaften der Troposphärenluft werden weitgehend durch die Art ihrer Wechselwirkung mit der darunter liegenden Oberfläche bestimmt. Aufgrund der kontinuierlichen Durchmischung der Luft ist ihre Zusammensetzung über die gesamte Dicke der Troposphäre konstant. Die Troposphäre enthält den Großteil der gesamten Luftfeuchtigkeit.

Nahe der oberen Grenze der Troposphäre befindet sich eine Übergangsschicht - Tropopause etwa 1 km dick. Vertikale Luftströme steigen aufgrund der unterschiedlichen Erwärmung und Befeuchtung von der Erdoberfläche (atmosphärische Konvektion) nicht über die Tropopause.

Oberhalb der Troposphäre, bis etwa 50 km, liegt Stratosphäre. Bisher ging man davon aus, dass es sich um eine isotherme Schicht mit einer Durchschnittstemperatur von -56 °C handelt. Neue Daten haben jedoch gezeigt, dass die Isotherme nur im unteren Teil bis etwa 20 km beobachtet wird und an der Obergrenze die Temperatur auf 0 °C ansteigt. Die Stratosphäre ist von einer starken horizontalen Zirkulation mit Elementen vertikaler Bewegungen bedeckt. was zur aktiven Luftmischung beiträgt. Eine anthropogene Verschmutzung ist praktisch ausgeschlossen, aber hier dringen Produkte intensiver vulkanischer Emissionen ein, die über einen längeren Zeitraum bestehen bleiben und die kosmische Strahlung, einschließlich der Sonnenstrahlung, beeinflussen.

Ein Merkmal der Stratosphäre ist Ozonschicht, an deren Bildung der folgende physikalisch-chemische Mechanismus beteiligt ist. Da die Atmosphäre elektromagnetische Strahlung der Sonne selektiv durchlässt, verteilt sich die Sonnenstrahlung ungleichmäßig auf der Erdoberfläche. Sauerstoff in der Luft interagiert mit kurzwelliger ultravioletter (UV) Strahlung, und wenn das Sauerstoffmolekül O2 UV-Licht ausreichender Energie absorbiert, zerfällt es:

O 2 + UV-Licht → O + O

Atomarer Sauerstoff ist sehr aktiv und bindet ein Sauerstoffmolekül zu einem Ozonmolekül:

Atomarer Sauerstoff (O) + molekularer Sauerstoff (O 2) → Ozon (O 3)

Dies geschieht normalerweise in einer Höhe von etwa 25–28 km über der Erdoberfläche, wo sich die Ozonschicht bildet. Ozon absorbiert stark ultraviolette Strahlen, die für lebende Organismen schädlich sind.

Oberhalb der Stratosphäre liegt es in einer Höhe von 80–90 km Mesosphäre. Die Temperatur in dieser Schicht sinkt erneut und erreicht -107°C. In einer Höhe von 75-90 km werden „leuchtende Nachtwolken“ beobachtet, die aus Eiskristallen bestehen.

Bis zu einer Höhe von ca. 800-1000 km ist dies der Fall Thermosphäre. Hier steigt die Lufttemperatur in 150 km Höhe wieder auf 220°C und in 600 km Höhe auf 1500°C. Die Luft der Thermosphäre besteht hauptsächlich aus Stickstoff und Sauerstoff, oberhalb von 90-100 km jedoch aus kurzen Wellen der Sonnenstrahlung bewirken den Zerfall von O 2 -Molekülen in Atome und hier überwiegt atomarer Sauerstoff. Oberhalb von 325 km dissoziiert auch Stickstoff. Das für die unteren Schichten der Atmosphäre charakteristische Verhältnis zwischen Stickstoff und Sauerstoff (78 bzw. 21 %) ändert sich in einer Höhe von 200 km und beträgt 45 bzw. 55 %. Unter dem Einfluss von ultravioletter und kosmischer Strahlung werden Luftpartikel in der Thermosphäre elektrisch aufgeladen, was für die Entstehung von Polarlichtern verantwortlich ist. Die Thermosphäre absorbiert Röntgenstrahlen der Sonnenkorona und erleichtert die Ausbreitung von Radiowellen.

Über 1000 km liegt Exosphäre. Die Bewegungsgeschwindigkeit von Atomen und Gasmolekülen erreicht hier die dritte kosmische Geschwindigkeit (11,2 km/s), was es ihnen ermöglicht, die Schwerkraft zu überwinden und sich im Weltraum zu verteilen.

Die Hauptmerkmale der Luftzirkulation in der Troposphäre. Die Luftzirkulation wird durch die ungleichmäßige Verteilung des atmosphärischen Drucks in der Nähe der Erdoberfläche verursacht und führt zu Systemen Winde - gerichtete Luftbewegung von einem Bereich mit hohem Druck zu einem Bereich mit niedrigem Druck.Druckfeld bestehend aus verschiedenen Luftmassen, besteht aus separaten Drucksystemen, darunterZyklone (Niederdruckgebiet in der Mitte und Luftbewegung gegen den Uhrzeigersinn) undAntizyklone (Hochdruckgebiet in der Mitte und Luftbewegung im Uhrzeigersinn), barischSenken und Muldenkämme UndSättel. Unterscheidendauerhaft Zentren atmosphärischer Wirkung sind Gebiete mit hohem oder niedrigem Druck, die das ganze Jahr über oder zu einer bestimmten Jahreszeit herrschen (isländische und aleutische Tiefs, Azoren-, hawaiianische, sibirische Hochs). Der vorherrschende Transport von Luftmassen und ihre Dynamik manifestieren sich in Passatwinde, Monsune, Brisen Zirkulationen, bei der Bildung und Migration quasistationärerLuftfronten auf der Erdoberfläche (zinnertropische Konvergenzzone) Von besonderem Interesse sindtropische Wirbelstürme, im Atlantischen Ozean genanntHurrikane, im Pazifik -Taifune die das tägliche Leben der Bewohner vieler Küstenländer in Mittelamerika, Südostasien und anderen Regionen erheblich beeinträchtigen. Die Hauptparameter von Drucksystemen sind Flugbahn, Bewegungsgeschwindigkeit, Aktionsradius und Atmosphärendruck im Zentrum der Formation. Sich bewegende Wirbelstürme beeinflussen die darunter liegende Oberfläche, stören die normale Verteilung hydrometeorologischer Größen und verursachen Stürme an Land und auf See.

Bei der Untersuchung der Erdkruste wurde festgestellt, dass ihre Struktur in verschiedenen Bereichen unterschiedlich ist. Die Verallgemeinerung einer großen Menge an Faktenmaterial hat es ermöglicht, zwei Arten der Struktur der Erdkruste zu unterscheiden – kontinentale und ozeanische.

Kontinentaler Typ

Der kontinentale Typ zeichnet sich durch eine sehr große Krustendicke und das Vorhandensein einer Granitschicht aus. Die Grenze des oberen Erdmantels liegt hier in einer Tiefe von 40-50 km oder mehr. Die Mächtigkeit der Sedimentgesteinsschichten erreicht an manchen Stellen 10-15 km, an anderen kann die Mächtigkeit völlig fehlen. Die durchschnittliche Dicke der Sedimentgesteine ​​der Kontinentalkruste beträgt 5,0 km, die Granitschicht etwa 17 km (von 10–40 km), die Basaltschicht etwa 22 km (bis zu 30 km).

Wie oben erwähnt, ist die petrographische Zusammensetzung der Basaltschicht der Kontinentalkruste vielfältig und wird höchstwahrscheinlich nicht von Basalten, sondern von metamorphen Gesteinen grundlegender Zusammensetzung (Granulite, Eklogite usw.) dominiert. Aus diesem Grund schlugen einige Forscher vor, diese Schicht Granulit zu nennen.

Die Dicke der Kontinentalkruste nimmt im Bereich gefalteter Gebirgsstrukturen zu. In der osteuropäischen Tiefebene beträgt die Dicke der Kruste beispielsweise etwa 40 km (15 km - Granitschicht und mehr als 20 km - Basalt) und im Pamir eineinhalb Mal mehr (insgesamt etwa 30 km). die Dicke der Sedimentgesteine ​​und der Granitschicht und die gleiche Menge der Basaltschicht). Besonders große Dicke erreicht die Kontinentalkruste in Gebirgsregionen an den Rändern von Kontinenten. In den Rocky Mountains (Nordamerika) beispielsweise beträgt die Dicke der Kruste deutlich mehr als 50 km. Die Erdkruste, die den Boden der Ozeane bildet, weist eine völlig andere Struktur auf. Hier nimmt die Dicke der Kruste stark ab und das Mantelmaterial nähert sich der Oberfläche.

Es gibt keine Granitschicht und die Mächtigkeit der Sedimentschichten ist relativ gering. Es gibt eine obere Schicht aus Lockersedimenten mit einer Dichte von 1,5–2 g/cm 3 und einer Mächtigkeit von etwa 0,5 km, eine vulkanisch-sedimentäre Schicht (Einlagerung von lockeren Sedimenten mit Basalten) mit einer Mächtigkeit von 1–2 km und a Basaltschicht, deren durchschnittliche Dicke auf 5–6 km geschätzt wird. Am Grund des Pazifischen Ozeans hat die Erdkruste eine Gesamtdicke von 5–6 km; Am Grund des Atlantischen Ozeans befindet sich unter einer Sedimentschicht von 0,5–1,0 km eine 3–4 km dicke Basaltschicht. Beachten Sie, dass mit zunehmender Meerestiefe die Dicke der Kruste nicht abnimmt.

Derzeit werden auch vorübergehende subkontinentale und subozeanische Krustentypen unterschieden, die dem Unterwasserrand von Kontinenten entsprechen. Innerhalb der Kruste des subkontinentalen Typs ist die Granitschicht stark reduziert, die durch eine Sedimentdicke ersetzt wird, und dann beginnt die Dicke der Basaltschicht zum Meeresboden hin abzunehmen. Die Dicke dieser Übergangszone der Erdkruste beträgt üblicherweise 15–20 km. Die Grenze zwischen ozeanischer und subkontinentaler Kruste verläuft innerhalb des Kontinentalhangs im Tiefenbereich von 1–3,5 km.

Ozeantyp

Obwohl die ozeanische Kruste eine größere Fläche einnimmt als die kontinentale und subkontinentale Kruste, sind aufgrund ihrer geringen Dicke nur 21 % des Volumens der Erdkruste in ihr konzentriert. Informationen über das Volumen und die Masse verschiedener Arten der Erdkruste sind in Abb. 1 dargestellt.

Abb.1. Volumen, Mächtigkeit und Masse von Horizonten verschiedener Arten der Erdkruste

Die Erdkruste liegt auf dem subkrustalen Mantelsubstrat und macht nur 0,7 % der Masse des Erdmantels aus. Bei geringer Krustendicke (z. B. am Meeresboden) befindet sich auch der oberste Teil des Erdmantels in einem festen Zustand, wie es bei Gesteinen der Erdkruste üblich ist. Daher gibt es, wie oben erwähnt, neben dem Konzept der Erdkruste als Hülle mit bestimmten Indikatoren für Dichte und elastische Eigenschaften das Konzept der Lithosphäre – einer Steinhülle, die dicker als feste Materie ist und die Erdoberfläche bedeckt.

Strukturen von Krustentypen

Die Arten der Erdkruste unterscheiden sich auch in ihrer Struktur. Die ozeanische Kruste zeichnet sich durch eine Vielzahl von Strukturen aus. Mächtige Gebirgssysteme – mittelozeanische Rücken – erstrecken sich entlang des zentralen Teils des Meeresbodens. Im axialen Teil werden diese Grate von tiefen und schmalen Rift-Tälern mit steilen Seiten durchzogen. Diese Formationen stellen Zonen aktiver tektonischer Aktivität dar. Tiefseegräben befinden sich entlang von Inselbögen und Gebirgsstrukturen an den Rändern von Kontinenten. Neben diesen Formationen gibt es Tiefseeebenen, die weite Gebiete einnehmen.

Die kontinentale Kruste ist ebenso heterogen. Innerhalb seiner Grenzen kann man junge Gebirgsfaltenstrukturen unterscheiden, bei denen die Dicke der Kruste als Ganzes und jedes ihrer Horizonte stark zunimmt. Es wurden auch Gebiete identifiziert, in denen das kristalline Gestein der Granitschicht alte gefaltete Gebiete darstellt, die im Laufe einer langen geologischen Zeit eingeebnet wurden. Hier ist die Dicke der Kruste deutlich geringer. Diese großen Bereiche kontinentaler Kruste werden Plattformen genannt. Im Inneren der Plattformen unterscheidet man zwischen Schilden – Bereichen, in denen das kristalline Fundament direkt an die Oberfläche tritt, und Platten, deren kristalline Basis mit einer Dicke horizontal auftretender Sedimente bedeckt ist. Ein Beispiel für einen Schild ist das Gebiet Finnlands und Kareliens (Ostseeschild), während in der osteuropäischen Tiefebene das gefaltete Grundgebirge tief eingesenkt und von Sedimentablagerungen bedeckt ist. Die durchschnittliche Niederschlagsdicke auf den Plattformen beträgt etwa 1,5 km. Gebirgsfaltenstrukturen zeichnen sich durch eine deutlich größere Mächtigkeit von Sedimentgesteinen aus, deren Durchschnittswert auf 10 km geschätzt wird. Die Ansammlung solch dicker Ablagerungen wird durch langfristiges allmähliches Absinken, Absinken einzelner Abschnitte der Kontinentalkruste, gefolgt von deren Anhebung und Faltung erreicht. Solche Gebiete werden Geosynklinalen genannt. Dies sind die aktivsten Zonen der Kontinentalkruste. Etwa 72 % der gesamten Sedimentgesteinsmasse sind auf sie beschränkt, während sich etwa 28 % auf die Plattformen konzentrieren.

Die Erscheinungsformen des Magmatismus auf Plattformen und Geosynklinalen variieren stark. Während der Absenkung von Geosynklinalen dringt Magma basischer und ultrabasischer Zusammensetzung entlang tiefer Verwerfungen ein. Bei der Umwandlung einer Geosynklinale in eine gefaltete Region kommt es zur Bildung und zum Eindringen riesiger Granitmagmamassen. Die späteren Stadien sind durch vulkanische Ausbrüche von Laven mittlerer und saurer Zusammensetzung gekennzeichnet. Auf Plattformen sind magmatische Prozesse viel weniger ausgeprägt und werden hauptsächlich durch Ausgüsse von Basalten oder Laven alkalisch-basischer Zusammensetzung dargestellt. Unter den Sedimentgesteinen der Kontinente überwiegen Tone und Schiefer. Am Meeresboden nimmt der Gehalt an kalkhaltigen Sedimenten zu. Die Erdkruste besteht also aus drei Schichten. Seine obere Schicht besteht aus Sedimentgesteinen und Verwitterungsprodukten. Das Volumen dieser Schicht beträgt etwa 10 % des Gesamtvolumens der Erdkruste. Der Großteil der Materie befindet sich auf den Kontinenten und in der Übergangszone; innerhalb der ozeanischen Kruste sind es nicht mehr als 22 % des Schichtvolumens.

In der sogenannten Granitschicht sind Granitoide, Gneise und Schiefer die häufigsten Gesteine. Etwa 10 % dieses Horizonts sind basischere Gesteine. Dieser Umstand spiegelt sich gut in der durchschnittlichen chemischen Zusammensetzung der Granitschicht wider. Beim Vergleich der durchschnittlichen Zusammensetzungswerte fällt der deutliche Unterschied zwischen dieser Schicht und der Sedimentabfolge auf (Abb. 2).

Abb.2. Chemische Zusammensetzung der Erdkruste (in Gewichtsprozent)

Die Zusammensetzung der Basaltschicht in den beiden Haupttypen der Erdkruste ist unterschiedlich. Auf Kontinenten ist diese Abfolge durch eine Vielfalt an Gesteinen gekennzeichnet. Es gibt tief metamorphisierte und magmatische Gesteine ​​mit basischer und sogar saurer Zusammensetzung. Basisgesteine ​​machen etwa 70 % des Gesamtvolumens dieser Schicht aus. Die Basaltschicht der ozeanischen Kruste ist deutlich homogener. Die vorherrschende Gesteinsart sind die sogenannten tholeiitischen Basalte, die sich von kontinentalen Basalten durch einen geringen Gehalt an Kalium, Rubidium, Strontium, Barium, Uran, Thorium, Zirkonium und ein hohes Na/K-Verhältnis unterscheiden. Dies ist auf die geringere Intensität der Differenzierungsprozesse beim Abschmelzen aus dem Erdmantel zurückzuführen. Ultrabasische Gesteine ​​des oberen Erdmantels entstehen in tiefen Riffbrüchen. Die Verbreitung von Gesteinen in der Erdkruste, gruppiert, um das Verhältnis ihres Volumens und ihrer Masse zu bestimmen, ist in Abb. 3 dargestellt.

Abb. 3. Vorkommen von Gesteinen in der Erdkruste

Bildung der Erdkruste

Die kontinentale Kruste besteht aus kristallinen Gesteinen aus geophysikalischen Basalt- und Granitschichten (59,2 % bzw. 29,8 % des Gesamtvolumens der Erdkruste), die von einer Sedimenthülle (Stratisphäre) bedeckt sind. Die Fläche der Kontinente und Inseln beträgt 149 Millionen km 2. Die Sedimenthülle umfasst 119 Millionen km 2, d.h. 80 % der gesamten Landfläche, verkeilt in Richtung der alten Plattformschilde. Es besteht überwiegend aus spätproterozoischen und phanerozoischen Sediment- und Vulkangesteinen, enthält jedoch in geringen Mengen auch ältere, schwach metamorphisierte Sedimente von Protoplattformen aus dem mittleren und frühen Proterozoikum. Die Aufschlussflächen von Sedimentgesteinen nehmen mit zunehmendem Alter ab, während die von kristallinen Gesteinen zunehmen.

Die Sedimenthülle der Erdkruste der Ozeane, die 58 % der Gesamtfläche der Erde einnimmt, ruht auf einer Basaltschicht. Das Alter seiner Ablagerungen umfasst laut Tiefseebohrdaten den Zeitraum vom Oberjura bis einschließlich des Quartärs. Die durchschnittliche Dicke der Sedimenthülle der Erde wird auf 2,2 km geschätzt, was 1/3000 des Planetenradius entspricht. Das Gesamtvolumen seiner konstituierenden Formationen beträgt etwa 1100 Millionen km 3, was 10,9 % des Gesamtvolumens der Erdkruste und 0,1 % des Gesamtvolumens der Erde entspricht. Das Gesamtvolumen der Meeressedimente wird auf 280 Millionen km3 geschätzt. Die durchschnittliche Dicke der Erdkruste wird auf 37,9 km geschätzt, was 0,94 % des Gesamtvolumens der Erde entspricht. Vulkangesteine ​​machen auf Plattformen 4,4 % und in gefalteten Bereichen 19,4 % des Gesamtvolumens der Sedimenthülle aus. In Plattformgebieten und insbesondere in den Ozeanen sind Basaltbedeckungen weit verbreitet und bedecken mehr als zwei Drittel der Erdoberfläche.

Die Erdkruste, die Atmosphäre und die Hydrosphäre der Erde entstanden als Ergebnis der geochemischen Differenzierung unseres Planeten, begleitet vom Schmelzen und Entgasen der Tiefenmaterie. Die Bildung der Erdkruste wird durch das Zusammenspiel endogener (magmatischer, flüssiger Energie) und exogener (physikalische und chemische Verwitterung, Zerstörung, Zersetzung von Gesteinen, intensive terrigene Sedimentation) Faktoren verursacht. Die Isotopensystematik von magmatischen Gesteinen ist von großer Bedeutung, da es sich um Magmatismus handelt, der Informationen über die geologische Zeit und die Materialspezifität der oberflächentektonischen und tiefen Mantelprozesse, die für die Bildung von Ozeanen und Kontinenten verantwortlich sind, enthält und die wichtigsten Merkmale der Prozesse widerspiegelt Umwandlung der Tiefensubstanz der Erde in die Erdkruste. Am sinnvollsten ist die sequentielle Bildung der ozeanischen Kruste aufgrund des erschöpften Mantels, der in Zonen konvergenter Plattenwechselwirkung die Übergangskruste von Inselbögen bildet und diese nach einer Reihe von Struktur- und Materialumwandlungen umdreht in die kontinentale Kruste.



Die Oberflächendicke der Erdkruste, wo sich das Gravitationswasser im Winter in Eis verwandelt, wird durch die Dicke des kurzzeitigen, saisonalen und langfristigen Gefrierens unterschieden. Syn.: Frostdicke... Wörterbuch der Geographie

Macht (Werte)- Leistung: Leistung ist (in der Physik und Technik) das Verhältnis der über einen bestimmten Zeitraum geleisteten Arbeit zu diesem Zeitraum. Die Kardinalität einer Menge (in der Mathematik) ist die Anzahl der Elemente einer Menge. Rechenleistung eines Computers Anzahl Operationen, ... ... Wikipedia

HYPOTHESE DER BASISIFIZIERUNG DER KONTINENTALKRUSTE- entwickelt von V. V. Belousov und anderen Geologen. Es wird angenommen, dass bis zum Ende des Paläozoikums und zum Beginn des Mesozoikums anstelle der Ozeane eine kontinentale Kruste existierte. Durch die Überflutung seiner riesigen Gebiete entstanden Ozeane. Gleichzeitig fand der Prozess statt... Geologische Enzyklopädie

Planet Erde- Die Beschreibung der Erde gliedert sich in diesem Artikel in drei Hauptteile: astronomisch (Z. als Planet), geologisch und physikalisch-geografisch. I. Z. wie ein Planet. Z. stellt einen riesigen, kugelähnlichen Sphäroiden dar, der sich frei in... ... bewegt. Enzyklopädisches Wörterbuch F.A. Brockhaus und I.A. Ephron

DIE UDSSR. Landentlastung- Orographie. Entsprechend der vorherrschenden Art des Reliefs ist die Landoberfläche der UdSSR in ein großes Gebiet (66 %) unterteilt, ein relativ niedriges, nach Norden offenes Gebiet mit überwiegend Ebenen, Hochebenen und Hochebenen, das dieses Gebiet von Süden her einrahmt und Osten... ...

Festland- (Kontinent), eine große Masse der Erdkruste, die größtenteils in Form von Land über das Niveau des Weltmeeres hinausragt und deren peripherer Teil unter dem Meeresspiegel liegt. Die Erdkruste der Kontinente ist durch das Vorhandensein einer „Granit“-Schicht gekennzeichnet und cf... ... Geographische Enzyklopädie

Schwarzes Meer- Mittelmeer des Atlantischen Ozeans, zwischen Europa und Asien. Physikalisch-geographische Skizze. Allgemeine Informationen. Das Schwarze Meer umspült die Küsten der UdSSR, Rumäniens, Bulgariens und der Türkei. Im Nordosten verbindet sich die Straße von Kertsch mit dem Asowschen Meer, im Süden... Große sowjetische Enzyklopädie

Indischer Ozean- World Ocean-Schwimmbad im Hauptgebäude im Süden Hemisphäre, zwischen den Küsten Asiens, Afrikas, Australiens und der Antarktis. Zap. Grenze zwischen dem Atlantik OK. und ich. o. verläuft entlang 20° Ost. d., Ost nach Süden von Süden. Extremitäten o. Von Tasmanien in die Antarktis... ... Geologische Enzyklopädie

Coesit- Formel SiO2 Syngony Monoclinic Farbe Weiß, farblos Merkmalsfarbe Weiß Glanz Glashärte 7,5 8 Dichte 2,95 3 g/cm³ Coesite (englisch Coesite) Hochdruckmodifikation von Kieselsäure ... Wikipedia

Armenische Sozialistische Sowjetrepublik- (Haykakan Sovetakan Socialistakan Hanrapetutyun), Armenien, liegt im Süden Transkaukasiens. Ha C. grenzt an Gruz. CCP, in B. aus Aserbaidschan. KPCh, im Süden mit dem Iran, im Westen mit der Türkei. Pl. 29,8 Tausend km2. Hac. 3222 Tausend Menschen (1983, Volkszählung). Hauptstadt Eriwan… Geologische Enzyklopädie

Mongolei- (Mongol Uls), Mongolische Volksrepublik (Bugd Nairamdakh Mongol Ard Uls), Staat im Zentrum. Asien. Pl. 1566,5 Tausend km2. Hac. 1,9 Millionen Menschen (1985). Offiziell Mongolische Sprache. Die Hauptstadt ist Ulaanbaatar. Das Land ist in 18 Aimags (Regionen) unterteilt, um... ... Geologische Enzyklopädie

In unserem an Kohlenwasserstoffen reichen Land ist Geothermie eine Art exotische Ressource, die angesichts der aktuellen Lage kaum mit Öl und Gas konkurrieren kann. Allerdings lässt sich diese alternative Energieform nahezu überall und recht effektiv nutzen.

Geothermie ist die Wärme des Erdinneren. Es entsteht in der Tiefe und gelangt in unterschiedlicher Form und Intensität an die Erdoberfläche.

Die Temperatur der oberen Bodenschichten hängt hauptsächlich von äußeren (exogenen) Faktoren ab – Sonneneinstrahlung und Lufttemperatur. Im Sommer und tagsüber erwärmt sich der Boden bis zu bestimmten Tiefen, im Winter und in der Nacht kühlt er sich aufgrund von Änderungen der Lufttemperatur und mit einer mit der Tiefe zunehmenden Verzögerung ab. Der Einfluss täglicher Schwankungen der Lufttemperatur endet in Tiefen von einigen bis mehreren zehn Zentimetern. Saisonale Schwankungen wirken sich auf tiefere Bodenschichten aus – bis zu mehreren zehn Metern.

In einer gewissen Tiefe – von mehreren zehn bis zu Hunderten von Metern – bleibt die Bodentemperatur konstant und entspricht der durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur an der Erdoberfläche. Sie können dies leicht überprüfen, indem Sie in eine ziemlich tiefe Höhle hinabsteigen.

Wenn die durchschnittliche jährliche Lufttemperatur in einem bestimmten Gebiet unter Null liegt, manifestiert sich dies als Permafrost (genauer gesagt Permafrost). In Ostsibirien erreicht die Mächtigkeit, also die Mächtigkeit, ganzjährig gefrorener Böden mancherorts 200–300 m.

Ab einer bestimmten Tiefe (für jeden Punkt auf der Karte unterschiedlich) schwächt sich die Wirkung der Sonne und der Atmosphäre so stark ab, dass endogene (innere) Faktoren in den Vordergrund treten und sich das Erdinnere von innen erwärmt, so dass die Temperatur zu steigen beginnt mit Tiefgang.

Die Erwärmung tiefer Erdschichten ist vor allem mit dem Zerfall dort befindlicher radioaktiver Elemente verbunden, es werden aber auch andere Wärmequellen genannt, beispielsweise physikalisch-chemische, tektonische Prozesse in den tiefen Schichten der Erdkruste und des Erdmantels. Aber was auch immer der Grund sein mag, die Temperatur von Gesteinen und den damit verbundenen flüssigen und gasförmigen Substanzen steigt mit der Tiefe. Bergleute sind mit diesem Phänomen konfrontiert – in tiefen Minen ist es immer heiß. In einer Tiefe von 1 km sind 30 Grad Hitze normal, und tiefer ist die Temperatur sogar noch höher.

Der Wärmefluss aus dem Erdinneren, der die Erdoberfläche erreicht, ist gering – im Durchschnitt beträgt seine Leistung 0,03–0,05 W/m2, also etwa 350 Wh/m2 pro Jahr. Vor dem Hintergrund des Wärmestroms der Sonne und der von ihr erwärmten Luft ist dies ein nicht wahrnehmbarer Wert: Die Sonne gibt jedem Quadratmeter Erdoberfläche jährlich etwa 4000 kWh ab, also 10.000 Mal mehr (das ist natürlich so). im Durchschnitt mit einer großen Spanne zwischen den polaren und äquatorialen Breiten und abhängig von anderen Klima- und Wetterfaktoren).

Die Bedeutungslosigkeit des Wärmeflusses vom Inneren zur Oberfläche in den meisten Teilen des Planeten hängt mit der geringen Wärmeleitfähigkeit der Gesteine ​​und den Besonderheiten der geologischen Struktur zusammen. Es gibt jedoch Ausnahmen – Orte, an denen der Wärmefluss hoch ist. Dies sind vor allem Zonen tektonischer Verwerfungen, erhöhter seismischer Aktivität und Vulkanismus, in denen die Energie des Erdinneren einen Abfluss findet. Solche Zonen sind durch thermische Anomalien der Lithosphäre gekennzeichnet; hier kann der Wärmefluss, der die Erdoberfläche erreicht, um ein Vielfaches und sogar um Größenordnungen stärker sein als „normal“. Vulkanausbrüche und heiße Quellen bringen in diesen Zonen enorme Hitzemengen an die Oberfläche.

Dies sind die Gebiete, die für die Entwicklung der Geothermie am günstigsten sind. Auf dem Territorium Russlands sind dies vor allem Kamtschatka, die Kurilen und der Kaukasus.

Gleichzeitig ist die Erschließung der Geothermie fast überall möglich, da ein Temperaturanstieg mit der Tiefe ein universelles Phänomen ist und die Aufgabe darin besteht, der Tiefe Wärme zu „entziehen“, so wie von dort aus mineralische Rohstoffe gefördert werden.

Im Durchschnitt steigt die Temperatur mit der Tiefe alle 100 m um 2,5–3 °C. Das Verhältnis des Temperaturunterschieds zwischen zwei Punkten, die in unterschiedlichen Tiefen liegen, zum Tiefenunterschied zwischen ihnen wird als geothermischer Gradient bezeichnet.

Der Kehrwert ist die geothermische Stufe oder das Tiefenintervall, in dem die Temperatur um 1 °C ansteigt.

Je höher der Gradient und damit je niedriger die Stufe, desto näher kommt die Wärme aus der Erdtiefe an die Oberfläche und desto vielversprechender ist dieses Gebiet für die Entwicklung der Geothermie.

In verschiedenen Gebieten kann die Geschwindigkeit des Temperaturanstiegs mit der Tiefe je nach geologischer Struktur und anderen regionalen und lokalen Bedingungen dramatisch variieren. Auf der Erdskala erreichen die Schwankungen der Größen der geothermischen Gradienten und Stufen das 25-fache. In Oregon (USA) beträgt die Steigung beispielsweise 150°C pro 1 km und in Südafrika 6°C pro 1 km.

Die Frage ist, wie hoch ist die Temperatur in großen Tiefen – 5, 10 km oder mehr? Wenn sich dieser Trend fortsetzt, dürften die Temperaturen in einer Tiefe von 10 km im Durchschnitt etwa 250–300 °C betragen. Dies wird mehr oder weniger durch direkte Beobachtungen in ultratiefen Bohrlöchern bestätigt, obwohl das Bild viel komplizierter ist als ein linearer Temperaturanstieg.

Beispielsweise ändert sich in der Superdeep-Bohrung Kola, die im baltischen Kristallschild gebohrt wurde, die Temperatur bis zu einer Tiefe von 3 km mit einer Rate von 10 °C/1 km, und dann wird der geothermische Gradient 2–2,5-mal größer. In 7 km Tiefe wurde bereits eine Temperatur von 120°C gemessen, in 10 km - 180°C und in 12 km - 220°C.

Ein weiteres Beispiel ist eine Bohrung in der nördlichen Kaspischen Region, wo in einer Tiefe von 500 m eine Temperatur von 42 °C gemessen wurde, in 1,5 km Tiefe - 70 °C, in 2 km Tiefe - 80 °C, in 3 km Tiefe - 108 °C .

Es wird angenommen, dass der geothermische Gradient ab einer Tiefe von 20–30 km abnimmt: In einer Tiefe von 100 km liegen die geschätzten Temperaturen im Erdboden bei etwa 1300–1500 °C, in einer Tiefe von 400 km bei 1600 °C Kern (Tiefen über 6000 km) – 4000–5000° C.

In Tiefen von bis zu 10–12 km wird die Temperatur durch Bohrbrunnen gemessen; wo sie nicht vorhanden sind, wird sie wie in größeren Tiefen durch indirekte Zeichen bestimmt. Solche indirekten Anzeichen können die Art des Durchgangs seismischer Wellen oder die Temperatur der ausbrechenden Lava sein.

Für die Zwecke der Geothermie sind Daten über Temperaturen in Tiefen von mehr als 10 km jedoch noch nicht von praktischem Interesse.

In mehreren Kilometern Tiefe gibt es viel Hitze, aber wie kann man sie steigern? Manchmal löst die Natur selbst dieses Problem für uns mit Hilfe eines natürlichen Kühlmittels – erhitztem Thermalwasser, das an die Oberfläche kommt oder in einer für uns zugänglichen Tiefe liegt. In manchen Fällen wird das Wasser in der Tiefe bis zum Dampfzustand erhitzt.

Es gibt keine strenge Definition des Begriffs „Thermalwasser“. Dabei handelt es sich in der Regel um heißes Grundwasser in flüssigem Zustand oder in Form von Dampf, auch solche, die mit einer Temperatur über 20°C, also in der Regel höher als die Lufttemperatur, an die Erdoberfläche gelangen .

Die Wärme von Grundwasser, Dampf und Dampf-Wasser-Gemischen ist hydrothermale Energie. Dementsprechend wird Energie, die auf ihrer Nutzung beruht, als hydrothermal bezeichnet.

Komplizierter ist die Situation bei der Gewinnung von Wärme direkt aus trockenem Gestein – petrothermische Energie, zumal relativ hohe Temperaturen in der Regel aus Tiefen von mehreren Kilometern beginnen.

Auf dem Territorium Russlands ist das Potenzial der petrothermischen Energie hundertmal höher als das der hydrothermischen Energie – 3.500 bzw. 35 Billionen Tonnen Standardbrennstoff. Das ist ganz natürlich – die Wärme der Tiefen der Erde ist überall verfügbar und Thermalwasser gibt es lokal. Aufgrund offensichtlicher technischer Schwierigkeiten werden Thermalwässer derzeit jedoch überwiegend zur Wärme- und Stromerzeugung genutzt.

Zum Heizen eignen sich Wässer mit Temperaturen von 20–30 bis 100 °C, für die Stromerzeugung in Geothermiekraftwerken eignen sich Temperaturen ab 150 °C.

Im Allgemeinen sind die geothermischen Ressourcen in Russland, ausgedrückt in Tonnen äquivalentem Brennstoff oder einer anderen Energiemaßeinheit, etwa zehnmal höher als die Reserven an fossilen Brennstoffen.

Theoretisch könnte nur Geothermie den Energiebedarf des Landes vollständig decken. In der Praxis ist dies derzeit in den meisten Gebieten des Landes aus technischen und wirtschaftlichen Gründen nicht möglich.

Weltweit wird die Nutzung geothermischer Energie am häufigsten mit Island in Verbindung gebracht, einem Land am nördlichen Ende des Mittelatlantischen Rückens, in einer äußerst aktiven tektonischen und vulkanischen Zone. Wahrscheinlich erinnert sich jeder an den gewaltigen Ausbruch des Vulkans Eyjafjallajökull ( Eyjafjallajökull) im 2010-Jahr.

Dieser geologischen Besonderheit ist es zu verdanken, dass Island über riesige Reserven an geothermischer Energie verfügt, darunter heiße Quellen, die an der Erdoberfläche entspringen und sogar in Form von Geysiren hervorsprudeln.

In Island stammen derzeit über 60 % der gesamten verbrauchten Energie aus der Erde. Geothermische Quellen liefern 90 % der Wärme und 30 % der Stromerzeugung. Fügen wir hinzu, dass der restliche Strom des Landes durch Wasserkraftwerke erzeugt wird, also ebenfalls unter Nutzung einer erneuerbaren Energiequelle, was Island wie eine Art globalen Umweltstandard erscheinen lässt.

Die Domestizierung der Geothermie im 20. Jahrhundert brachte Island große wirtschaftliche Vorteile. Bis zur Mitte des letzten Jahrhunderts war es ein sehr armes Land, heute steht es weltweit an erster Stelle in Bezug auf die installierte Kapazität und Produktion von Geothermie pro Kopf und gehört zu den Top Ten in Bezug auf die absolute installierte Leistung von Geothermiekraftwerken . Die Bevölkerungszahl beträgt jedoch nur 300.000 Menschen, was die Umstellung auf umweltfreundliche Energiequellen vereinfacht: Der Bedarf dafür ist im Allgemeinen gering.

Ein hoher Anteil der Geothermie an der Gesamtbilanz der Stromerzeugung wird neben Island auch in Neuseeland und den Inselstaaten Südostasiens (Philippinen und Indonesien), Ländern Mittelamerikas und Ostafrikas bereitgestellt, deren Territorium ebenfalls liegt gekennzeichnet durch hohe seismische und vulkanische Aktivität. Für diese Länder leistet Geothermie bei ihrem derzeitigen Entwicklungsstand und Bedarf einen wesentlichen Beitrag zur sozioökonomischen Entwicklung.

Die Nutzung der Geothermie hat eine sehr lange Geschichte. Eines der ersten bekannten Beispiele ist Italien, ein Ort in der Provinz Toskana, heute Larderello genannt, wo zu Beginn des 19. Jahrhunderts lokales heißes Thermalwasser, das auf natürlichem Wege strömte oder aus flachen Brunnen gewonnen wurde, für Energiezwecke genutzt wurde.

Zur Gewinnung von Borsäure wurde hier borreiches Wasser aus unterirdischen Quellen genutzt. Ursprünglich wurde diese Säure durch Verdampfung in Eisenkesseln gewonnen und als Brennstoff wurde gewöhnliches Holz aus den umliegenden Wäldern verwendet, doch 1827 schuf Francesco Larderel ein System, das mit der Wärme des Wassers selbst arbeitete. Gleichzeitig begann man, die Energie des natürlichen Wasserdampfs zum Betrieb von Bohrinseln und zu Beginn des 20. Jahrhunderts zum Heizen lokaler Häuser und Gewächshäuser zu nutzen. Dort, in Larderello, wurde 1904 Thermalwasserdampf zu einer Energiequelle zur Stromerzeugung.

Dem Beispiel Italiens folgten Ende des 19. und Anfang des 20. Jahrhunderts mehrere andere Länder. Beispielsweise wurde Thermalwasser erstmals 1892 in den USA (Boise, Idaho), 1919 in Japan und 1928 in Island zur Nahheizung genutzt.

In den USA entstand Anfang der 1930er Jahre in Kalifornien das erste hydrothermale Kraftwerk, 1958 in Neuseeland, 1959 in Mexiko und 1965 in Russland (das weltweit erste binäre GeoPP).

Altes Prinzip auf einer neuen Quelle

Für die Stromerzeugung ist eine höhere Temperatur der Wasserquelle erforderlich als für die Heizung – mehr als 150 °C. Das Funktionsprinzip eines Geothermiekraftwerks (GeoPP) ähnelt dem Funktionsprinzip eines konventionellen Wärmekraftwerks (BHKW). Tatsächlich handelt es sich bei einem Geothermiekraftwerk um eine Art Wärmekraftwerk.

In Wärmekraftwerken ist der primäre Energieträger meist Kohle, Gas oder Heizöl, das Arbeitsmedium ist Wasserdampf. Wenn Kraftstoff verbrannt wird, erhitzt er Wasser zu Dampf, der eine Dampfturbine antreibt, die Strom erzeugt.

Der Unterschied zwischen einem GeoPP besteht darin, dass die primäre Energiequelle hier die Wärme des Erdinneren ist und das Arbeitsmedium in Form von Dampf den Turbinenschaufeln des elektrischen Generators in „fertiger“ Form direkt aus der Förderbohrung zugeführt wird .

Es gibt drei Hauptbetriebsarten für GeoPPs: direkt, mit trockenem (geothermischen) Dampf; indirekt, basierend auf hydrothermalem Wasser und gemischt oder binär.

Die Verwendung des einen oder anderen Schemas hängt vom Aggregatzustand und der Temperatur des Energieträgers ab.

Das einfachste und daher erste der beherrschten Schemata ist das Direktverfahren, bei dem der aus dem Bohrloch kommende Dampf direkt durch die Turbine geleitet wird. Das weltweit erste geoelektrische Kraftwerk in Larderello wurde 1904 ebenfalls mit Trockendampf betrieben.

GeoPPs mit indirektem Betriebsschema sind in unserer Zeit am weitesten verbreitet. Sie nutzen heißes Grundwasser, das unter hohem Druck in einen Verdampfer gepumpt wird, wo ein Teil davon verdampft und der entstehende Dampf eine Turbine in Rotation versetzt. In einigen Fällen sind zusätzliche Geräte und Kreisläufe erforderlich, um geothermisches Wasser und Dampf von aggressiven Verbindungen zu reinigen.

Der Abdampf gelangt in den Injektionsbrunnen oder wird zur Beheizung der Räumlichkeiten genutzt – in diesem Fall ist das Prinzip das gleiche wie beim Betrieb eines Wärmekraftwerks.

Bei binären GeoPPs interagiert heißes Thermalwasser mit einer anderen Flüssigkeit, die die Funktionen eines Arbeitsmediums mit niedrigerem Siedepunkt übernimmt. Beide Flüssigkeiten werden durch einen Wärmetauscher geleitet, wo Thermalwasser das Arbeitsmedium verdampft, dessen Dämpfe die Turbine drehen.

Dieses System ist geschlossen, was das Problem der Emissionen in die Atmosphäre löst. Darüber hinaus ermöglichen Arbeitsflüssigkeiten mit relativ niedrigem Siedepunkt die Nutzung nicht sehr heißer Thermalwässer als primäre Energiequelle.

Alle drei Systeme nutzen eine hydrothermale Quelle, aber auch petrothermische Energie kann zur Stromerzeugung genutzt werden.

Auch der Schaltplan ist in diesem Fall recht einfach. Es ist notwendig, zwei miteinander verbundene Brunnen zu bohren – Injektions- und Förderbrunnen. Wasser wird in den Injektionsbrunnen gepumpt. In der Tiefe wird es erhitzt, dann wird das durch die starke Erwärmung entstehende erhitzte Wasser oder der Dampf durch den Produktionsbrunnen an die Oberfläche geleitet. Dann kommt es darauf an, wie petrothermische Energie genutzt wird – zum Heizen oder zur Stromerzeugung. Ein geschlossener Kreislauf ist möglich, indem Abdampf und Wasser zurück in den Injektionsbrunnen gepumpt oder auf andere Weise entsorgt werden.

Der Nachteil eines solchen Systems liegt auf der Hand: Um eine ausreichend hohe Temperatur des Arbeitsmediums zu erreichen, ist es notwendig, Brunnen in große Tiefen zu bohren. Und das sind erhebliche Kosten und das Risiko erheblicher Wärmeverluste, wenn sich die Flüssigkeit nach oben bewegt. Deshalb sind petrothermische Systeme im Vergleich zu hydrothermalen noch weniger verbreitet, obwohl das Potenzial der petrothermalen Energie um Größenordnungen höher ist.

Derzeit ist Australien führend bei der Schaffung sogenannter petrothermischer Zirkulationssysteme (PCS). Darüber hinaus entwickelt sich dieser Bereich der Geothermie in den USA, der Schweiz, Großbritannien und Japan aktiv weiter.

Geschenk von Lord Kelvin

Die Erfindung der Wärmepumpe im Jahr 1852 durch den Physiker William Thompson (alias Lord Kelvin) bot der Menschheit eine echte Möglichkeit, die minderwertige Wärme der oberen Erdschichten zu nutzen. Ein Wärmepumpensystem oder Wärmevervielfacher, wie Thompson es nannte, basiert auf dem physikalischen Prozess der Übertragung von Wärme aus der Umgebung auf ein Kältemittel. Im Wesentlichen nutzt es das gleiche Prinzip wie petrothermische Systeme. Der Unterschied liegt in der Wärmequelle, was eine terminologische Frage aufwerfen kann: Inwieweit kann eine Wärmepumpe als geothermisches System betrachtet werden? Tatsache ist, dass in den oberen Schichten, bis zu einer Tiefe von mehreren zehn bis hundert Metern, das Gestein und die darin enthaltenen Flüssigkeiten nicht durch die Tiefenwärme der Erde, sondern durch die Sonne erhitzt werden. Somit ist in diesem Fall die Sonne die primäre Wärmequelle, obwohl sie wie bei Geothermieanlagen dem Erdreich entnommen wird.

Der Betrieb einer Wärmepumpe basiert auf der Verzögerung der Erwärmung und Abkühlung des Bodens im Vergleich zur Atmosphäre, was zur Bildung eines Temperaturgradienten zwischen der Oberfläche und tieferen Schichten führt, der die Wärme auch im Winter speichert, genau wie es in Stauseen der Fall ist . Der Hauptzweck von Wärmepumpen ist die Raumheizung. Im Wesentlichen handelt es sich um einen „Umkehrkühlschrank“. Sowohl die Wärmepumpe als auch der Kühlschrank interagieren mit drei Komponenten: der inneren Umgebung (im ersten Fall ein beheizter Raum, im zweiten Fall der gekühlten Kammer des Kühlschranks), der äußeren Umgebung – einer Energiequelle und einem Kältemittel (Kältemittel). , das auch ein Kühlmittel ist, das für die Wärmeübertragung bzw. Kälte sorgt.

Ein Stoff mit einem niedrigen Siedepunkt fungiert als Kältemittel, wodurch er Wärme aus einer Quelle aufnehmen kann, die auch eine relativ niedrige Temperatur hat.

Im Kühlschrank strömt flüssiges Kältemittel durch eine Drossel (Druckregler) in den Verdampfer, wo die Flüssigkeit aufgrund eines starken Druckabfalls verdampft. Verdunstung ist ein endothermer Prozess, der die Aufnahme von Wärme von außen erfordert. Dadurch wird den Innenwänden des Verdampfers Wärme entzogen, was für einen Kühleffekt im Kühlraum sorgt. Anschließend wird das Kältemittel vom Verdampfer in den Kompressor gesaugt, wo es wieder in einen flüssigen Zustand übergeht. Dabei handelt es sich um einen umgekehrten Prozess, der zur Abgabe der entzogenen Wärme an die Außenumgebung führt. In der Regel wird es in Innenräumen geworfen und die Rückwand des Kühlschranks ist relativ warm.

Eine Wärmepumpe funktioniert fast auf die gleiche Weise, mit dem Unterschied, dass der Außenumgebung Wärme entnommen wird und über den Verdampfer in die Innenumgebung – das Raumheizsystem – gelangt.

In einer echten Wärmepumpe wird Wasser erhitzt, indem es durch einen externen Kreislauf im Erdreich oder in einem Reservoir geleitet wird, und gelangt dann in den Verdampfer.

Im Verdampfer wird Wärme an einen internen Kreislauf übertragen, der mit einem Kältemittel mit niedrigem Siedepunkt gefüllt ist, das beim Durchströmen des Verdampfers vom flüssigen in den gasförmigen Zustand übergeht und dabei Wärme abführt.

Anschließend gelangt das gasförmige Kältemittel in den Kompressor, wo es auf hohen Druck und hohe Temperatur komprimiert wird, und gelangt in den Kondensator, wo ein Wärmeaustausch zwischen dem heißen Gas und dem Kühlmittel aus dem Heizsystem stattfindet.

Der Kompressor benötigt zum Betrieb Strom, aber das Umwandlungsverhältnis (das Verhältnis von verbrauchter zu erzeugter Energie) ist in modernen Systemen hoch genug, um ihre Effizienz sicherzustellen.

Derzeit werden Wärmepumpen vor allem in wirtschaftlich entwickelten Ländern weit verbreitet zur Raumheizung eingesetzt.

Öko-korrekte Energie

Geothermie gilt als umweltfreundlich, was im Allgemeinen zutrifft. Erstens nutzt es eine erneuerbare und nahezu unerschöpfliche Ressource. Geothermie benötigt im Gegensatz zu großen Wasserkraftwerken oder Windparks keine großen Flächen und belastet die Atmosphäre im Gegensatz zur Kohlenwasserstoffenergie nicht. Im Durchschnitt nimmt ein GeoPP 400 m 2 ein, bezogen auf 1 GW erzeugten Stroms. Die gleiche Zahl beträgt beispielsweise für ein Kohlekraftwerk 3600 m2. Zu den Umweltvorteilen von GeoPPs gehört auch der geringe Wasserverbrauch – 20 Liter Frischwasser pro 1 kW, während Wärmekraftwerke und Kernkraftwerke etwa 1000 Liter benötigen. Beachten Sie, dass es sich hierbei um die Umweltindikatoren des „durchschnittlichen“ GeoPP handelt.

Aber es gibt immer noch negative Nebenwirkungen. Unter ihnen werden am häufigsten Lärm, thermische Verschmutzung der Atmosphäre und chemische Verschmutzung von Wasser und Boden sowie die Bildung fester Abfälle genannt.

Die Hauptquelle der chemischen Verschmutzung der Umwelt ist Thermalwasser selbst (mit hoher Temperatur und Mineralisierung), das oft große Mengen giftiger Verbindungen enthält, weshalb es ein Problem bei der Entsorgung von Abwasser und gefährlichen Stoffen gibt.

Die negativen Auswirkungen der Geothermie lassen sich in mehreren Phasen verfolgen, beginnend mit dem Bohren von Brunnen. Hier entstehen die gleichen Gefahren wie beim Bohren eines Brunnens: Zerstörung des Bodens und der Vegetationsdecke, Kontamination von Boden und Grundwasser.

In der Betriebsphase des GeoPP bestehen weiterhin Probleme der Umweltverschmutzung. Thermoflüssigkeiten – Wasser und Dampf – enthalten üblicherweise Kohlendioxid (CO 2), Schwefelsulfid (H 2 S), Ammoniak (NH 3), Methan (CH 4), Speisesalz (NaCl), Bor (B), Arsen (As). ), Quecksilber (Hg). Wenn sie in die äußere Umgebung gelangen, werden sie zu Verschmutzungsquellen. Darüber hinaus kann eine aggressive chemische Umgebung zu einer korrosiven Zerstörung der Strukturen von Geothermiekraftwerken führen.

Gleichzeitig sind die Schadstoffemissionen von GeoPPs im Durchschnitt geringer als von thermischen Kraftwerken. Beispielsweise beträgt der Kohlendioxidausstoß pro erzeugter Kilowattstunde Strom bei GeoPPs bis zu 380 g, bei kohlebefeuerten Wärmekraftwerken 1042 g, bei Ölkraftwerken 906 g und bei gasbefeuerten Wärmekraftwerken 453 g .

Es stellt sich die Frage: Wohin mit dem Abwasser? Bei geringer Mineralisierung kann es nach Abkühlung in Oberflächengewässer eingeleitet werden. Eine andere Möglichkeit besteht darin, es über eine Injektionsbohrung in den Grundwasserleiter zurückzupumpen, was derzeit bevorzugt und überwiegend genutzt wird.

Die Entnahme von Thermalwasser aus Grundwasserleitern (sowie das Abpumpen von gewöhnlichem Wasser) kann zu Bodensenkungen und Bodenbewegungen, anderen Verformungen geologischer Schichten und Mikroerdbeben führen. Die Wahrscheinlichkeit für solche Phänomene ist in der Regel gering, es wurden jedoch vereinzelte Fälle registriert (z. B. am GeoPP in Staufen im Breisgau in Deutschland).

Es sollte betont werden, dass sich die meisten GeoPPs in relativ dünn besiedelten Gebieten und in Ländern der Dritten Welt befinden, wo die Umweltanforderungen weniger streng sind als in entwickelten Ländern. Darüber hinaus sind die Anzahl der GeoPPs und deren Kapazitäten derzeit relativ gering. Mit der groß angelegten Entwicklung der Geothermie können die Umweltrisiken zunehmen und sich vervielfachen.

Wie hoch ist die Energie der Erde?

Die Investitionskosten für den Bau von Geothermieanlagen schwanken in einem sehr breiten Spektrum – von 200 bis 5000 Dollar pro 1 kW installierter Leistung, d. h. die günstigsten Optionen sind vergleichbar mit den Kosten für den Bau eines Wärmekraftwerks. Sie hängen in erster Linie von den Vorkommensbedingungen des Thermalwassers, seiner Zusammensetzung und der Gestaltung des Systems ab. Das Bohren in große Tiefen, die Schaffung eines geschlossenen Systems mit zwei Brunnen und die Notwendigkeit, Wasser zu reinigen, können die Kosten um ein Vielfaches erhöhen.

Beispielsweise werden die Investitionen in die Schaffung eines petrothermischen Zirkulationssystems (PCS) auf 1,6–4.000 Dollar pro 1 kW installierter Leistung geschätzt, was die Kosten für den Bau eines Kernkraftwerks übersteigt und mit den Kosten für den Bau von Windkraftanlagen und Windkraftanlagen vergleichbar ist Solarkraftwerke.

Der offensichtliche wirtschaftliche Vorteil von GeoTES ist kostenlose Energie. Zum Vergleich: In der Kostenstruktur eines in Betrieb befindlichen thermischen Kraftwerks oder Kernkraftwerks macht der Brennstoff je nach aktuellen Energiepreisen 50–80 % oder sogar mehr aus. Daraus ergibt sich ein weiterer Vorteil der Geothermieanlage: Die Betriebskosten sind stabiler und vorhersehbarer, da sie nicht von externen Energiepreisbedingungen abhängen. Im Allgemeinen werden die Betriebskosten von Geothermiekraftwerken auf 2–10 Cent (60 Kopeken–3 Rubel) pro 1 kWh erzeugten Stroms geschätzt.

Der zweitgrößte Kostenposten nach Energie (und ein sehr bedeutender) sind in der Regel die Löhne des Anlagenpersonals, die je nach Land und Region stark variieren können.

Im Durchschnitt sind die Kosten für 1 kWh Geothermie vergleichbar mit denen für Wärmekraftwerke (in russischen Verhältnissen etwa 1 Rubel/1 kWh) und zehnmal höher als die Kosten für die Stromerzeugung in einem Wasserkraftwerk (5–10). Kopeken/1 kWh ).

Ein Grund für die hohen Kosten liegt unter anderem darin, dass Geothermiekraftwerke im Gegensatz zu thermischen und hydraulischen Kraftwerken eine relativ geringe Kapazität haben. Darüber hinaus ist es notwendig, Anlagen zu vergleichen, die sich in derselben Region und unter ähnlichen Bedingungen befinden. In Kamtschatka beispielsweise kostet 1 kWh geothermischer Strom laut Experten zwei- bis dreimal weniger als Strom, der in lokalen Wärmekraftwerken erzeugt wird.

Indikatoren für die Wirtschaftlichkeit einer Geothermieanlage hängen beispielsweise davon ab, ob und auf welche Weise Abwasser entsorgt werden muss und ob eine kombinierte Nutzung der Ressource möglich ist. Somit können aus Thermalwasser gewonnene chemische Elemente und Verbindungen für zusätzliche Einnahmen sorgen. Erinnern wir uns an das Beispiel von Larderello: Dort stand die chemische Produktion im Vordergrund, die Nutzung der Erdwärme hatte zunächst Hilfscharakter.

Geothermie voran

Die Geothermie entwickelt sich etwas anders als Wind und Sonne. Derzeit hängt es in viel größerem Maße von der Art der Ressource selbst ab, die je nach Region stark variiert, und die höchsten Konzentrationen sind mit schmalen Zonen geothermischer Anomalien verbunden, die normalerweise mit Gebieten mit tektonischen Verwerfungen und Vulkanismus verbunden sind.

Darüber hinaus ist Geothermie im Vergleich zu Wind- und insbesondere Solarenergie weniger technologieintensiv: Geothermie-Stationssysteme sind recht einfach.

Im Gesamtgefüge der weltweiten Stromerzeugung macht der geothermische Anteil weniger als 1 % aus, in einigen Regionen und Ländern erreicht er jedoch 25–30 %. Aufgrund des Zusammenhangs mit den geologischen Bedingungen ist ein erheblicher Teil der Geothermiekapazität in Ländern der Dritten Welt konzentriert, wo es drei Cluster mit der größten Entwicklung der Industrie gibt – die Inseln Südostasiens, Mittelamerikas und Ostafrikas. Die ersten beiden Regionen gehören zum pazifischen „Feuergürtel der Erde“, die dritte ist mit dem Ostafrikanischen Graben verbunden. Es ist sehr wahrscheinlich, dass sich die Geothermie in diesen Gürteln weiter entwickeln wird. Eine weiter entfernte Perspektive ist die Entwicklung petrothermischer Energie, bei der die Wärme der in mehreren Kilometern Tiefe liegenden Erdschichten genutzt wird. Dabei handelt es sich um eine nahezu allgegenwärtige Ressource, deren Gewinnung jedoch mit hohen Kosten verbunden ist, weshalb sich die petrothermische Energie vor allem in den wirtschaftlich und technologisch stärksten Ländern entwickelt.

Generell gibt es angesichts der weiten Verbreitung geothermischer Ressourcen und eines akzeptablen Niveaus der Umweltsicherheit Grund zu der Annahme, dass die Geothermie gute Entwicklungsaussichten hat. Insbesondere angesichts der wachsenden Gefahr einer Verknappung traditioneller Energieressourcen und steigender Preise dafür.

Von Kamtschatka bis zum Kaukasus

In Russland hat die Entwicklung der Geothermie eine ziemlich lange Geschichte und in einigen Positionen gehören wir zu den weltweit führenden Unternehmen, obwohl der Anteil der Geothermie an der Gesamtenergiebilanz des riesigen Landes immer noch vernachlässigbar ist.

Zwei Regionen sind zu Pionieren und Zentren für die Entwicklung der Geothermie in Russland geworden – Kamtschatka und der Nordkaukasus, und wenn wir im ersten Fall hauptsächlich über die Elektrizitätswirtschaft sprechen, dann im zweiten Fall über die Nutzung von Wärmeenergie aus Thermalwasser.

Im Nordkaukasus – in der Region Krasnodar, Tschetschenien, Dagestan – wurde die Wärme des Thermalwassers bereits vor dem Großen Vaterländischen Krieg zu Energiezwecken genutzt. In den 1980er und 1990er Jahren geriet die Entwicklung der Geothermie in der Region aus offensichtlichen Gründen ins Stocken und konnte den Zustand der Stagnation noch nicht überwinden. Dennoch versorgt die geothermische Wasserversorgung im Nordkaukasus etwa 500.000 Menschen mit Wärme, und beispielsweise wird die Stadt Labinsk in der Region Krasnodar mit einer Bevölkerung von 60.000 Menschen vollständig durch geothermisches Wasser beheizt.

In Kamtschatka ist die Geschichte der Geothermie vor allem mit dem Bau von GeoPPs verbunden. Die ersten davon, die noch in Betrieb befindlichen Stationen Pauzhetskaya und Paratunka, wurden bereits in den Jahren 1965–1967 gebaut, während das GeoPP Paratunka mit einer Leistung von 600 kW die erste Station der Welt mit einem binären Kreislauf wurde. Dies war die Entwicklung der sowjetischen Wissenschaftler S. S. Kutateladze und A. M. Rosenfeld vom Institut für Thermophysik SB RAS, die 1965 ein Autorenzertifikat für die Gewinnung von Elektrizität aus Wasser mit einer Temperatur von 70 °C erhielten. Diese Technologie wurde später zum Prototyp für mehr als 400 binäre GeoPPs weltweit.

Die Kapazität des 1966 in Betrieb genommenen Pauzhetskaya GeoPP betrug zunächst 5 MW und wurde anschließend auf 12 MW erhöht. Derzeit wird an der Station ein Binärblock gebaut, der die Kapazität um weitere 2,5 MW erhöhen wird.

Die Entwicklung der Geothermie in der UdSSR und in Russland wurde durch die Verfügbarkeit traditioneller Energiequellen – Öl, Gas, Kohle – behindert, aber nie gestoppt. Die derzeit größten Geothermieanlagen sind das 1999 in Betrieb genommene Verkhne-Mutnovskaya GeoPP mit einer Gesamtkapazität von Kraftwerksblöcken von 12 MW und das Mutnovskaya GeoPP mit einer Kapazität von 50 MW (2002).

Die GeoPPs Mutnovskaya und Verkhne-Mutnovskaya sind einzigartige Objekte nicht nur für Russland, sondern auch auf globaler Ebene. Die Stationen befinden sich am Fuße des Mutnovsky-Vulkans auf einer Höhe von 800 Metern über dem Meeresspiegel und werden unter extremen klimatischen Bedingungen betrieben, wo neun bis zehn Monate im Jahr Winter herrscht. Die Ausrüstung der Mutnovsky GeoPPs, derzeit eine der modernsten der Welt, wurde vollständig von inländischen Energietechnikunternehmen hergestellt.

Derzeit beträgt der Anteil der Mutnovsky-Stationen an der Gesamtenergieverbrauchsstruktur des Energieknotenpunkts Zentralkamtschatka 40 %. Für die kommenden Jahre ist eine Kapazitätserweiterung geplant.

Besonders hervorzuheben sind die russischen petrothermischen Entwicklungen. Wir haben noch keine großen Bohrzentren, aber wir verfügen über fortschrittliche Technologien zum Bohren in große Tiefen (ca. 10 km), die weltweit ihresgleichen suchen. Ihre Weiterentwicklung wird die Kosten für die Schaffung petrothermischer Systeme radikal senken. Die Entwickler dieser Technologien und Projekte sind N. A. Gnatus, M. D. Khutorskoy (Geologisches Institut der Russischen Akademie der Wissenschaften), A. S. Nekrasov (Institut für nationale Wirtschaftsprognosen der Russischen Akademie der Wissenschaften) und Spezialisten des Turbinenwerks Kaluga. Derzeit befindet sich das Projekt eines petrothermischen Zirkulationssystems in Russland im experimentellen Stadium.

Geothermie hat in Russland Perspektiven, auch wenn sie relativ weit entfernt sind: Das Potenzial ist derzeit recht groß und die Position der traditionellen Energie ist stark. Gleichzeitig ist die Nutzung der Geothermie in einigen abgelegenen Gebieten des Landes wirtschaftlich rentabel und bereits gefragt. Dies sind Gebiete mit hohem Geoenergiepotenzial (Tschukotka, Kamtschatka, die Kurilen – der russische Teil des pazifischen „Feuergürtels der Erde“, die Berge Südsibiriens und des Kaukasus) und gleichzeitig abgelegen und von der Zentralisierung abgeschnitten Energievorräte.

Wahrscheinlich wird sich die Geothermie in unserem Land in den kommenden Jahrzehnten genau in solchen Regionen entwickeln.

Ein charakteristisches Merkmal der Evolution der Erde ist die Differenzierung der Materie, deren Ausdruck der Schalenaufbau unseres Planeten ist. Lithosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre bilden die Haupthüllen der Erde und unterscheiden sich in chemischer Zusammensetzung, Dicke und Aggregatzustand.

Innere Struktur der Erde

Chemische Zusammensetzung der Erde(Abb. 1) ähnelt in der Zusammensetzung anderen terrestrischen Planeten wie Venus oder Mars.

Im Allgemeinen überwiegen Elemente wie Eisen, Sauerstoff, Silizium, Magnesium und Nickel. Der Gehalt an leichten Elementen ist gering. Die durchschnittliche Dichte der Erdsubstanz beträgt 5,5 g/cm 3 .

Es gibt nur sehr wenige verlässliche Daten über die innere Struktur der Erde. Schauen wir uns Abb. an. 2. Es zeigt die innere Struktur der Erde. Die Erde besteht aus Kruste, Mantel und Kern.

Reis. 1. Chemische Zusammensetzung der Erde

Reis. 2. Innere Struktur der Erde

Kern

Kern(Abb. 3) befindet sich im Zentrum der Erde, sein Radius beträgt etwa 3,5 Tausend km. Die Temperatur des Kerns erreicht 10.000 K, ist also höher als die Temperatur der äußeren Schichten der Sonne, und seine Dichte beträgt 13 g/cm 3 (vergleiche: Wasser – 1 g/cm 3). Es wird angenommen, dass der Kern aus Eisen- und Nickellegierungen besteht.

Der äußere Erdkern ist dicker als der innere Erdkern (Radius 2200 km) und befindet sich in flüssigem (geschmolzenem) Zustand. Der innere Kern ist einem enormen Druck ausgesetzt. Die Stoffe, aus denen es besteht, liegen in einem festen Zustand vor.

Mantel

Mantel- die Geosphäre der Erde, die den Erdkern umgibt und 83 % des Volumens unseres Planeten ausmacht (siehe Abb. 3). Seine untere Grenze liegt in einer Tiefe von 2900 km. Der Mantel ist in einen weniger dichten und plastischen oberen Teil (800–900 km) unterteilt, aus dem er gebildet wird Magma(aus dem Griechischen übersetzt bedeutet „dicke Salbe“; dies ist die geschmolzene Substanz des Erdinneren – eine Mischung aus chemischen Verbindungen und Elementen, einschließlich Gasen, in einem besonderen halbflüssigen Zustand); und das kristalline untere, etwa 2000 km dick.

Reis. 3. Struktur der Erde: Kern, Mantel und Kruste

Erdkruste

Erdkruste - die äußere Hülle der Lithosphäre (siehe Abb. 3). Seine Dichte ist etwa zweimal geringer als die durchschnittliche Dichte der Erde – 3 g/cm 3 .

Trennt die Erdkruste vom Erdmantel Mohorovicic-Grenze(oft als Moho-Grenze bezeichnet), gekennzeichnet durch einen starken Anstieg der seismischen Wellengeschwindigkeiten. Es wurde 1909 von einem kroatischen Wissenschaftler installiert Andrei Mohorovicic (1857- 1936).

Da die im obersten Teil des Erdmantels ablaufenden Prozesse die Bewegungen der Materie in der Erdkruste beeinflussen, werden sie unter dem allgemeinen Namen zusammengefasst Lithosphäre(Steinschale). Die Dicke der Lithosphäre liegt zwischen 50 und 200 km.

Darunter befindet sich die Lithosphäre Asthenosphäre- weniger hart und weniger viskos, aber mehr Kunststoffschale mit einer Temperatur von 1200 °C. Es kann die Moho-Grenze überschreiten und in die Erdkruste eindringen. Die Asthenosphäre ist die Quelle des Vulkanismus. Es enthält Taschen geschmolzenen Magmas, das in die Erdkruste eindringt oder sich auf die Erdoberfläche ergießt.

Zusammensetzung und Struktur der Erdkruste

Im Vergleich zu Mantel und Kern ist die Erdkruste eine sehr dünne, harte und spröde Schicht. Es besteht aus einer leichteren Substanz, die derzeit etwa 90 natürliche chemische Elemente enthält. Diese Elemente sind in der Erdkruste nicht gleichmäßig vertreten. Sieben Elemente – Sauerstoff, Aluminium, Eisen, Kalzium, Natrium, Kalium und Magnesium – machen 98 % der Masse der Erdkruste aus (siehe Abb. 5).

Eigenartige Kombinationen chemischer Elemente bilden verschiedene Gesteine ​​und Mineralien. Die ältesten von ihnen sind mindestens 4,5 Milliarden Jahre alt.

Reis. 4. Struktur der Erdkruste

Reis. 5. Zusammensetzung der Erdkruste

Mineral ist in seiner Zusammensetzung und seinen Eigenschaften ein relativ homogener natürlicher Körper, der sowohl in den Tiefen als auch an der Oberfläche der Lithosphäre entsteht. Beispiele für Mineralien sind Diamant, Quarz, Gips, Talk usw. (Eigenschaften der physikalischen Eigenschaften verschiedener Mineralien finden Sie in Anhang 2.) Die Zusammensetzung der Mineralien der Erde ist in Abb. dargestellt. 6.

Reis. 6. Allgemeine Mineralzusammensetzung der Erde

Felsen bestehen aus Mineralien. Sie können aus einem oder mehreren Mineralien bestehen.

Sedimentgestein - Ton, Kalkstein, Kreide, Sandstein usw. – sind durch die Ausfällung von Stoffen in Gewässern und an Land entstanden. Sie liegen in Schichten. Geologen nennen sie Seiten der Erdgeschichte, da sie etwas über die natürlichen Bedingungen erfahren können, die in der Antike auf unserem Planeten herrschten.

Unter den Sedimentgesteinen werden organogene und anorganogene (klastische und chemogene) unterschieden.

Organisch Durch die Ansammlung von Tier- und Pflanzenresten entstehen Gesteine.

Klastisches Gestein entstehen durch Verwitterung, Zerstörung der Zerstörungsprodukte zuvor gebildeter Gesteine ​​​​durch Wasser, Eis oder Wind (Tabelle 1).

Tabelle 1. Klastische Gesteine ​​in Abhängigkeit von der Größe der Fragmente

Rassenname	Größe der Mistpartikel (Partikel)
	Mehr als 50 cm
	5 mm - 1 cm
	1 mm - 5 mm
Sand und Sandsteine	0,005 mm - 1 mm
	Weniger als 0,005 mm

Chemogen Gesteine ​​entstehen durch die Ausfällung von darin gelösten Stoffen aus dem Wasser von Meeren und Seen.

In der Dicke der Erdkruste entsteht Magma Magmatische Gesteine(Abb. 7), zum Beispiel Granit und Basalt.

Sediment- und magmatische Gesteine ​​unterliegen beim Eintauchen in große Tiefen unter dem Einfluss von Druck und hohen Temperaturen erheblichen Veränderungen und verwandeln sich in Metaphorische Felsen. Beispielsweise wird aus Kalkstein Marmor, aus Quarzsandstein Quarzit.

Die Struktur der Erdkruste ist in drei Schichten unterteilt: Sediment, Granit und Basalt.

Sedimentschicht(siehe Abb. 8) besteht hauptsächlich aus Sedimentgesteinen. Hier überwiegen Ton und Schiefer, außerdem sind Sand-, Karbonat- und Vulkangesteine ​​weit verbreitet. In der Sedimentschicht gibt es Ablagerungen davon Mineral, wie Kohle, Gas, Öl. Alle sind biologischen Ursprungs. Kohle ist beispielsweise ein Produkt der Umwandlung von Pflanzen in der Antike. Die Dicke der Sedimentschicht variiert stark – von völliger Abwesenheit in einigen Landgebieten bis zu 20–25 km in tiefen Senken.

Reis. 7. Klassifizierung von Gesteinen nach Herkunft

Schicht „Granit“. besteht aus metamorphen und magmatischen Gesteinen, die in ihren Eigenschaften Granit ähneln. Am häufigsten sind hier Gneise, Granite, kristalline Schiefer usw. Die Granitschicht kommt nicht überall vor, aber auf Kontinenten, auf denen sie gut ausgeprägt ist, kann ihre maximale Dicke mehrere zehn Kilometer erreichen.

Schicht „Basalt“. gebildet durch Felsen in der Nähe von Basalten. Dabei handelt es sich um metamorphisierte magmatische Gesteine, die dichter sind als die Gesteine ​​der „Granit“-Schicht.

Die Dicke und die vertikale Struktur der Erdkruste sind unterschiedlich. Es gibt verschiedene Arten der Erdkruste (Abb. 8). Nach der einfachsten Klassifizierung wird zwischen ozeanischer und kontinentaler Kruste unterschieden.

Kontinentale und ozeanische Kruste sind unterschiedlich dick. Somit wird die maximale Dicke der Erdkruste unter Gebirgssystemen beobachtet. Es sind etwa 70 km. Unter den Ebenen beträgt die Dicke der Erdkruste 30–40 km, und unter den Ozeanen ist sie mit nur 5–10 km am dünnsten.

Reis. 8. Arten der Erdkruste: 1 - Wasser; 2- Sedimentschicht; 3 – Überlagerung von Sedimentgesteinen und Basalten; 4 - Basalte und kristalline ultrabasische Gesteine; 5 – granitmetamorphe Schicht; 6 – Granulit-Mafic-Schicht; 7 - normaler Mantel; 8 - dekomprimierter Mantel

Der Unterschied zwischen der kontinentalen und ozeanischen Kruste in der Gesteinszusammensetzung zeigt sich darin, dass in der ozeanischen Kruste keine Granitschicht vorhanden ist. Und die Basaltschicht der ozeanischen Kruste ist etwas ganz Besonderes. Hinsichtlich der Gesteinszusammensetzung unterscheidet es sich von einer ähnlichen Schicht kontinentaler Kruste.

Die Grenze zwischen Land und Ozean (Nullmarke) erfasst nicht den Übergang der kontinentalen zur ozeanischen Kruste. Der Ersatz der kontinentalen Kruste durch ozeanische Kruste findet im Ozean in einer Tiefe von etwa 2450 m statt.

Reis. 9. Struktur der kontinentalen und ozeanischen Kruste

Es gibt auch Übergangstypen der Erdkruste – subozeanische und subkontinentale.

Subozeanische Kruste an Kontinentalhängen und Ausläufern gelegen, kann in Rand- und Mittelmeermeeren gefunden werden. Es handelt sich um eine kontinentale Kruste mit einer Dicke von bis zu 15–20 km.

Subkontinentale Kruste liegen zum Beispiel auf vulkanischen Inselbögen.

Basierend auf Materialien seismische Sondierung - die Durchgangsgeschwindigkeit seismischer Wellen – wir erhalten Daten über die Tiefenstruktur der Erdkruste. So brachte die Supertiefbohrung Kola, die es erstmals ermöglichte, Gesteinsproben aus einer Tiefe von mehr als 12 km zu sehen, viel Unerwartetes. Es wurde angenommen, dass in einer Tiefe von 7 km eine „Basalt“-Schicht beginnen sollte. In Wirklichkeit wurde es nicht entdeckt und in den Gesteinen herrschten Gneise vor.

Temperaturänderung der Erdkruste mit der Tiefe. Die Oberflächenschicht der Erdkruste hat eine durch Sonnenwärme bestimmte Temperatur. Das heliometrische Schicht(von griechisch helio – Sonne), die saisonalen Temperaturschwankungen unterliegt. Seine durchschnittliche Mächtigkeit beträgt etwa 30 m.

Darunter befindet sich eine noch dünnere Schicht, deren charakteristisches Merkmal eine konstante Temperatur ist, die der durchschnittlichen Jahrestemperatur des Beobachtungsortes entspricht. Die Tiefe dieser Schicht nimmt in kontinentalen Klimazonen zu.

Noch tiefer in der Erdkruste befindet sich eine geothermische Schicht, deren Temperatur durch die innere Wärme der Erde bestimmt wird und mit der Tiefe zunimmt.

Der Temperaturanstieg ist hauptsächlich auf den Zerfall radioaktiver Elemente zurückzuführen, aus denen Gesteine ​​bestehen, vor allem Radium und Uran.

Das Ausmaß des Temperaturanstiegs in Gesteinen mit zunehmender Tiefe nennt man geothermischer Gradient. Sie schwankt in einem ziemlich weiten Bereich – von 0,1 bis 0,01 °C/m – und hängt von der Zusammensetzung der Gesteine, den Bedingungen ihres Vorkommens und einer Reihe anderer Faktoren ab. Unter den Ozeanen steigt die Temperatur mit der Tiefe schneller an als auf Kontinenten. Im Durchschnitt wird es pro 100 m Tiefe um 3 °C wärmer.

Der Kehrwert des geothermischen Gradienten wird genannt geothermische Bühne. Sie wird in m/°C gemessen.

Die Wärme der Erdkruste ist eine wichtige Energiequelle.

Der Teil der Erdkruste, der sich in für geologische Studien zugängliche Tiefen erstreckt, bildet sich Eingeweide der Erde. Das Erdinnere bedarf eines besonderen Schutzes und einer sinnvollen Nutzung.