地球の構造

Structure_of_Earth
地球の内部構造、固体地球の構造、または単に地球の構造は、細分同心球状層を指す固体地球を除く、すなわち、地球の大気および水圏。それは、外側のケイ酸塩の固体地殻、高粘性の アセノスフェアと固体のマントル、流れが地球の磁場を生成する液体の外側のコア、および固体の内側のコアで構成されています。
地球の構造
内部構造の科学的理解地球はの観察に基づいている地形や海底地形の観察岩で露頭により大きな深さから表面にもたらさサンプル火山や火山活動の分析地震波地球通過の測定地球の重力場と磁場、および地球の深部内部に特徴的な圧力と温度での結晶性固体の実験。

コンテンツ
1 定義
2 クラスト
3 マントル
4 芯
5 質量
6 も参照してください
7 参考文献
8 参考文献
9 外部リンク

定義
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  予備参照地球モデル（PREM）による地球の半径方向の密度分布。
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  予備参照地球モデル（PREM） による地球の重力
。 地球内部の一定および線形密度を使用した近似との比較。
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  内部マッピング
地球と
地震波を。
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  地球内部の概略図。1.大陸地殻– 2.海洋地殻– 3.上部マントル– 4.下部マントル– 5.外核– 6.内部コア– A：
モホロビチッチ不連続面– B：
グーテンベルク不連続面– C：
レーマン–ブレン不連続面。
地球の構造は、レオロジーなどの機械的特性による方法と、化学的な方法による2つの方法で定義できます。機械的には、リソスフェア、アセノスフェア、メソスフェア、外核、内核に分けることができます。化学的には、地球は地殻、上部マントル、下部マントル、外核、内核に分けることができます。地球の地質学的構成要素の層は、地表から次の深さに
深さ（km） 化学層 深さ（km） 機械層 深さ（km） PREM
深さ（km） 一般層
0〜35 †
クラスト 0〜80 *
リソスフェア 0〜10 0〜80 *
…アッパークラスト リソスフェア 0〜35 † クラスト
10〜20 …下部地殻
20〜80 …LID
35〜670 上部マントル …LID 35 † -80 * リソスフェアマントル
80〜220 アセノスフェア – 80〜220 ？ アセノスフェア 80〜220 アセノスフェア
35〜670 220〜2，890 メソスフェアマントル – 220〜410 ？ ？ 220-400 ？
400〜600 …移行ゾーン 400〜670 移行ゾーン 35〜670 …移行ゾーン
35〜670 600〜670
…移行ゾーン
670–2，890 メソスフェア 220〜2，890 メソスフェアマントル 670〜770
メソスフェア …最上部 670–2，890 メソスフェア
770〜2，740
…中低
2，740〜2，890
… D ”レイヤー
2，890〜5，150 外核 2，890〜5，150 外核 2，890〜5，150 外核 2，890〜5，150 外核
5，150〜6，370 内核 5，150〜6，370 内核 5，150〜6，370 内核 5，150〜6，370 内核
* 深さは5〜200kmの間で局所的に異なります。† 深さは、5〜70kmの間で局所的に異なります。
地球の層状化は、地震によって生成された屈折および反射された地震波の移動時間を使用して間接的に推測されています。コアはせん断波を通過させませんが、他の層では移動速度（地震波速度）が異なります。異なる層間の地震波速度の変化は、プリズムを通過する際の光の曲がりのように、スネルの法則により屈折を引き起こします。同様に、反射は地震波速度の大幅な増加によって引き起こされ、鏡から反射する光に似ています。

クラスト
地球の地殻
地球の地殻の5〜70キロ（3.1から43.5マイル）の範囲であるの深さとは、最も外側の層です。薄い部分は海洋地殻であり、海盆（5〜10 km）の下にあり、玄武岩のような高密度の（苦鉄質）鉄マグネシウムシリケート 火成岩で構成されています。より厚い地殻は大陸地殻であり、密度が低く、花崗岩のような（珪長質）ナトリウムカリウムケイ酸アルミニウム岩で構成されています。地殻の岩石は、シアルとシマの2つの主要なカテゴリに分類されます（Suess、1831〜 1914年）。シマは、コンラッド不連続面（2次不連続面）の約11km下から始まると推定されています。最上部のマントルは地殻とともにリソスフェアを構成します。地殻とマントルの境界は、2つの物理的に異なるイベントとして発生します。まず、地震波速度に不連続性がこれは、最も一般的にはモホロビチッチ不連続性またはモホとして知られています。モホの原因は、斜長石長石を含む岩石（上）から長石を含まない岩石（下）への岩石組成の変化であると考えられています。第二に、海洋地殻では、超苦鉄質岩体と構造化されたハルツバージャイトの間に化学的不連続性がこれは、大陸地殻に取り込まれ、オフィオライトシーケンスとして保存された海洋地殻の深部から観察されています。
現在、地球の地殻を構成している多くの岩石は、1億（1 × 10 8）年未満前に形成されました。しかし、最も古い既知の鉱物粒子は約44億（4.4 × 10 9）年前のものであり、地球が少なくとも44億年の間固い地殻を持っていたことを示しています。

マントル
地球のマントル
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  モホの位置を示す世界地図 地球のマントルは2，890kmの深さまで伸びており、惑星で最も厚い層になっています。マントルは、遷移層によって分離された上部マントルと下部マントルに分割されています。コア-マントル境界に隣接するマントルの最下部は、D ”（D-ダブルプライム）層として知られています。マントルの底部の圧力は、約140 G Pa（1.4 M atm）です。マントルは、上にある地殻よりも鉄とマグネシウムが豊富なケイ酸塩岩で構成されています。固体ではありますが、マントルの非常に高温のケイ酸塩物質は、非常に長い時間スケールで流れる可能性がマントルの対流は、地殻内の構造プレートの動きを推進します。熱源この動きはウランの放射性崩壊によって更新惑星の形成から残さ原始熱あるドライブことトリウム、およびカリウム地球の地殻とマントルです。
マントル内の圧力が高くなるため、下部は流れにくくなりますが、マントル内の化学変化も重要になる場合が10の間のマントル範囲の粘度21及び10 24 Paで・sで、深さと共に増加します。これに対して、水の粘度は約10 -3 Pa・s、ピッチの粘度は10 7 Pa・sです。

芯
地球の内核と
外核
地球の外核は、2400キロ（1500マイル）の厚さとほとんど成る約流体層である鉄とニッケルその地球の固体の上にある内側コアの以下マントル。その外側の境界は、地球の表面から2，890 km（1，800マイル）下に内核と外核の間の遷移は、地表から約5，150 km（3，200マイル）下に地球の内部コアは、最も内側のある地層の惑星の地球。それは主に固体 ボールとの半径の約20％である1，220約キロメートル（760マイル）の地球の半径又は70％月の半径。
地球の平均密度は 5.515 グラム/ cmで3。表面材料の平均密度は約3.0 g / cm 3の場合、地球のコア内にはより密度の高い物質が存在すると結論付ける必要がこの結果は、1770年代に行われたシェハリオンの実験以来知られています。チャールズハットンは1778年の報告書で、地球の平均密度は約9 5
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 地球の内部は金属でなければならないと結論付けて、表面の岩のそれ。ハットンは、この金属部分が地球の直径の約65％を占めると推定しました。地球の平均密度に関するハットンの推定は、まだ約20％低すぎた。4.5グラム/ cmで3。ヘンリー・キャベンディッシュ彼の中にねじりバランス実験1798のは、の値を発見しました5.45 g / cm 3、現在の値の1％以内。地震測定では、コアが2つの部分に分割されていることが示されています。半径が約1，220kmの「固体」内核と、それを超えて半径が約3，400kmに伸びる液体の外核です。密度は、9，900と12200キロ/ mの3アウターコア及び12，600-13，000キログラム/ m 3内部コアです。
内核は1936年にインゲレーマンによって発見され、一般的に主に鉄と一部のニッケルで構成されていると考えられています。この層はせん断波（横地震波）を伝達することができるので、固体でなければなりません。実験的証拠は、コアの現在の結晶モデルと一致しない場合が他の実験的研究は、高圧下での不一致を示しています。コア圧力でのダイヤモンドアンビル（静的）研究は、ショックレーザー（動的）研究よりも約2000K低い溶融温度をもたらします。 レーザー研究はプラズマを生成し、結果は、内核の条件を制約することは、内核が固体であるか、固体の密度を持つプラズマであるかに依存することを示唆しています。これは活発な研究分野です。
億約4.6年前の地球の形成の初期段階では、溶融はと呼ばれるプロセスで中心に向かってシンクに密度の高い物質を発生させていた惑星の分化（も参照の鉄の大惨事をあまり密な材料はに移行しているだろうが、）クラスト。したがって、コアは主に鉄（80％）とニッケル、および1つ以上の軽元素で構成されていると考えられますが、鉛やウランなどの他の高密度元素は、希少すぎて重要ではないか、より軽い元素に結合する傾向が元素、したがって地殻に残ります（珪長質岩の材料を参照）。内核は単一の鉄の結晶の形であるかもしれないと主張する人もいます。
実験室の条件下で、鉄ニッケル合金のサンプルは、2つのダイヤモンドチップ（ダイヤモンドアンビルセル）の間の万力でそれをつかみ、次に約4000 Kに加熱することによってコアのような圧力にさらされました。サンプルはX線で観察され、地球の内部コアは南北に走る巨大な結晶でできているという理論を強く支持しました。
液体の外核は内核を取り囲み、ニッケルと微量の軽元素を混ぜた鉄で構成されていると考えられています。
コアの最も内側の部分は、金、プラチナ、その他の親鉄元素が豊富であると推測する人もいます。
地球の組成は、特定のコンドライト隕石の組成、さらには太陽の外側のいくつかの元素と強い類似性を持っています。 早くも1940年から、フランシスバーチを含む科学者は、地球が普通コンドライトのようであり、地球に影響を与えることが観察された最も一般的なタイプの隕石であるという前提で地球物理学を構築しました。これは、非常に限られた利用可能な酸素の下で形成された、より少ないエンスタタイトコンドライトを無視し、地球のコアに対応する合金部分に部分的または全体的に存在する特定の通常の好酸球元素をもたらします。
ダイナモ理論を組み合わせる、アウターコアにその対流を示唆しているコリオリ効果に生じる地球の磁場。固体の内核は熱すぎて永久磁場を保持できませんが（キュリー温度を参照）、おそらく液体の外核によって生成される磁場を安定させるように作用します。地球の外核の平均磁場は25ガウス（2.5 mT）と推定され、地表の磁場の50倍の強さです。
最近の証拠は、地球の内核が惑星の他の部分よりもわずかに速く回転する可能性があることを示唆しています。2005年、地球物理学者のチームは、地球の内核が1年に約0.3〜0.5度速く回転すると推定しました。 しかし、2011年の最近の研究はこの仮説を支持しませんでした。コアの他の可能な動きは、振動的または無秩序です。
地球の温度勾配に関する現在の科学的説明は、惑星の初期形成から残った熱、放射性元素の崩壊、および内核の凍結の組み合わせです。

質量
地球の重力によって加えられる力は、その質量を計算するために使用できます。天文学者は、軌道を回る衛星の動きを観測することで、地球の質量を計算することもできます。地球の平均密度は、歴史的に振り子を含む重量分析によって決定できます。地球の質量は約6 × 10 24  kgの。

も参照してください
The Earth seen from Apollo 17 with transparent background.png
  地球科学ポータル
Geodynamo Between Reversals.gif
  地球物理学ポータル
The Earth seen from Apollo 17.jpg
  ワールドポータル
地球の地質史
レーマン不連続面
レインアウトモデル
地球の中心への旅
固体地球

参考文献
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外部リンク
image
  ウィキブックスでの地球の構造
image
 コモンズの地球の構造に関連するメディア
YouTubeの地球のコア（HD）まで
地球のコア上で私たちの時間でBBC”