Оболочки земли и их краткая характеристика. Из чего состоит наша планета: строение Земли в разрезе

Этапы эволюционного развития Земли

Земля возникла путем сгущения преимущественно высокотемпературной фракции со значительным количеством металлического железа, а оставшийся околоземной материал, в котором железо окислилось и перешло в состав силикатов, вероятно, пошел на построение Луны.

Ранние стадии развития Земли не фиксированы в каменной геологической летописи, по которой геологические науки успешно восстанавливают её историю. Даже самые древние горные породы (их возраст отмечается громадной цифрой - 3,9 млрд. лет) являются продуктом значительно более поздних событий, наступивших после формирования самой планеты.

Ранние стадии существования нашей планеты знаменовались процессом её общепланетарной интеграции (аккумуляции) и последующей дифференциации, которые привели к образованию центрального ядра и обволакивающей его первичной силикатной мантии. Образование алюмосиликатной коры океанического и континентального типов относится к более поздним событиям, связанным с физико-химическими процессами в самой мантии.

Земля как первичная планета образовалась при температурах ниже точки плавления её материала 5-4,6 млрд. лет назад. Земля возникла путем аккумуляции как химически относительно однородный шар. Она представляла собой сравнительно однородную смесь частиц железа, силикатов, меньше сульфидов, распределенных по всему объему довольно равномерно.

Большая часть её массы образовалась при температуре ниже температуры конденсации высокотемпературной фракции (металлической, силикатной), т. е. ниже 800° К. В целом завершение формирования Земли не могло происходить ниже 320° К, что диктовалось расстоянием от Солнца. Удары частиц в процессе аккумуляции могли поднять температуру рождающейся Земли, но количественная оценка энергии этого процесса не может быть произведена достаточно надежно.

С начала формирования молодой Земли отмечался её радиоактивный нагрев, вызванный распадом быстро вымирающих радиоактивных ядер, включая некоторое количество трансурановых, сохранившихся от эпохи ядерного синтеза, и распадом ныне сохранившихся радиоизотопов и.

В общей радиогенной атомной энергии в ранние эпохи существования Земли было достаточно для того, чтобы её материал местами стал плавиться с последующей дегазацией и подъемом легких компонентов в верхние горизонты.

При относительно однородном размещении радиоактивных элементов с равномерным распределением радиогенного тепла по всему объему Земли максимальный рост температур происходил в её центре с последующим выравниванием по периферии. Однако в центральных областях Земли давление было слишком высоким для плавления. Плавление в результате радиоактивного нагрева началось на некоторых критических глубинах, где температура превысила точку плавления какой-то части первичного материала Земли. При этом железный материал с примесью серы начал плавиться скорее, чем чисто железный или силикатный.

Все это произошло геологически довольно быстро, поскольку огромные массы расплавленного железа не могли находиться долго в неустойчивом состоянии в верхних частях Земли. В конце концов, все жидкое железо стекло в центральные области Земли, образовав металлическое ядро. Внутренняя часть его перешла в твердую плотную фазу под влиянием высокого давления, сформировав маленькое ядро глубже 5000 км.

Асимметричный процесс дифференциации материала планеты начался 4,5 млрд. лет тому назад, который привел к появлению континентального и океанического полушарий (сегментов). Не исключено, что полушарие современного Тихого океана было тем сегментом, в который массы железа погружались к центру, а в противоположном полушарии воздымались с поднятием силикатного материала и последующим выплавлением более легких алюмосиликатных масс и летучих компонентов. В легкоплавких фракциях материала мантии сосредоточились наиболее типичные литофильные элементы, поступившие вместе с газами и парами воды на поверхность первичной Земли. Большая часть силикатов при завершении планетарной дифференциации образовала мощную мантию планеты, а продукты её выплавления дали начало развитию алюмосиликатной коры, первичного океана и первичной атмосферы, насыщенной СО 2 .

А. П. Виноградов (1971) на основании анализа металлических фаз метеоритного вещества считает, что твердый железоникелевый сплав возник независимо и непосредственно из паровой фазы протопланетного облака и конденсировался при 1500° С. Железоникелевый сплав метеоритов, по мнению ученого, имеет первичный характер и соответствующим образом характеризует металлическую фазу земных планет. Железоникелевые сплавы довольно высокой плотности, как полагает Виноградов, возникли в протопланетном облаке, спекались благодаря большой теплопроводности в отдельные куски, которые падали к центру газово-пылевого облака, продолжая непрерывно конденсационный рост. Только масса железоникелевого сплава, независимо конденсировавшаяся из протопланетного облака, могла образовать ядра планет земного типа.

Высокая активность первичного Солнца создавала в окружающем пространстве магнитное поле, способствовавшее намагничиванию ферромагнитных веществ. К числу их относятся металлическое железо, кобальт, никель, отчасти сернистое железо. Точка Кюри – температура, ниже которой вещества приобретают магнитные свойства, – для железа равна 1043° К, для кобальта – 1393° К, для никеля – 630° К и для сернистого железа (пирротина, близкого к троилиту) – 598° К. Поскольку магнитные силы для мелких частиц на много порядков превосходят гравитационные силы притяжения, зависящие от масс, то аккумуляция частиц железа из охлаждающейся солнечной туманности могла начаться при температурах ниже 1000° К в виде крупных сгущений и была во много раз эффективнее, чем аккумуляция силикатных частиц при прочих равных условиях. Сернистое железо ниже 580° К также могло аккумулироваться под влиянием магнитных сил вслед за железом, кобальтом и никелем.

Основной мотив зонального строения нашей планеты был связан с ходом последовательной аккумуляции частиц разного состава – сначала сильно ферромагнитных, затем слабоферромагнитных и, в конце концов, силикатных и других частиц, накопление которых диктовалось уже преимущественно силами гравитации выросших массивных металлических масс.

Таким образом, основной причиной зонального строения и состава земной коры явился быстрый радиогенный нагрев, определивший повышение его температуры и способствовавший в дальнейшем локальному плавлению материала, развитию химической дифференциации и ферромагнитных свойств под влиянием солнечной энергии.

Стадия газово-пылевого облака и образования Земли как сгущения в этом облаке . Атмосфера содержала Н и Не , происходила диссипация этих газов.

В процессе постепенного разогрева протопланеты происходило восстановление окислов железа и силикатов, внутренние части протопланеты обогащались металлическим железом. В атмосферу выделялись различные газы. Образование газов происходило за счет радиоактивных, радиохимических и химических процессов. В атмосферу выделялись первоначально главным образом инертные газы: Ne (неон), Ns (нильсборий), СО 2 (окись углерода), Н 2 (водород), Не (гелий), Аг (аргон), Кг (криптон), Хе (ксенон). В атмосфере создавалась восстановительная обстановка. Возможно, шло и некоторое образование NH 3 (аммиак) за счет синтеза. Затем в атмосферу помимо указанных начали поступать кислые дымы – СО 2 , H 2 S , HF , SO 2 . Происходила диссоциация водорода и гелия. Выделение водяных паров и образование гидросферы обусловливали снижение концентраций хорошо растворимых и химически активных газов (CO 2 , H 2 S , NH 3 ). Состав атмосферы соответственно изменялся.

Через вулканы и другими путями продолжалось выделение из магмы и магматических пород водяных паров, СО 2 , СО , NH 3 , NO 2 , SO 2 . Происходило также выделение Н 2 , О 2 , Не , Аг , Ne , Kr , Xe за счет радиохимических процессов и превращений радиоактивных элементов. В атмосфере постепенно накоплялись СО 2 и N 2 . Появилась небольшая концентрация О 2 в атмосфере, но присутствовали в ней также СН 4 , H 2 и СО (из вулканов). Кислород окислял эти газы. По мере остывания Земли водород и инертные газы поглощались атмосферой, удерживались земным притяжением и геомагнитным полем, как и другие газы первичной атмосферы. Вторичная атмосфера содержала в себе некоторый остаток водорода, воду, аммиак, сероводород и носила резко восстановительный характер.

При образовании прото-Земли, вся вода была в различной форме связанной с веществом протопланеты. По мере того как из холодной протопланеты формировалась Земля и постепенно повышалась её температура, вода все более входила в состав силикатного магматического раствора. Часть её при этом испарялась из магмы в атмосферу, а затем и диссипировала. По мере охлаждения Земли диссипация водяных паров ослабевала, а затем практически прекратилась совсем. Атмосфера Земли стала обогащаться содержанием водяных, паров. Однако атмосферные осадки и возникновение водоемов на поверхности Земли стали возможны лишь значительно позднее, когда температура на поверхности Земли стала ниже 100°С. Снижение температуры на поверхности Земли до величины менее чем 100°С было, несомненно, скачком в истории гидросферы Земли. До этого момента вода в земной коре находилась лишь в химически и физически связанном состоянии, составляя вместе с породами единое неделимое целое. Вода находилась в виде газа или горячего пара в атмосфере. По мере того как температура поверхности Земли становилась ниже 100°С, на её поверхность стали образовывались довольно обширные неглубокие водоемы, в результате выпадения обильных дождей. С этого времени на поверхности стали формироваться моря, а затем и первичный океан. В породах Земли, наряду со связанной водой застывающей магмой и возникших магматических пород появляется свободная капельножидкая вода.

Охлаждение Земли способствовало возникновению подземных вод, которые значительно различались по химическому составу между собой и поверхностными водами первичных морей. Земная атмосфера, возникшая при охлаждении начального горячего вещества из легколетучих материалов, паров и газов, стала основой для образования атмосферы и воды в океанах. Возникновение воды на земной поверхности способствовало процессу возникновения атмосферной циркуляции воздушных масс между морем и сушей. Неравномерное распределение по земной поверхности солнечной энергии стало причиной атмосферной циркуляции между полюсами и экватором.

В земной коре формировались все существующие элементы. Восемь из них – кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний – составили по весу и числу атомов более 99 % земной коры, а на долю всех остальных пришлось менее 1 %. Главная масса элементов рассеяна в земной коре и лишь небольшая часть их образовала скопления в виде месторождений полезных ископаемых. На месторождениях элементы обычно не встречаются в чистом виде. Они образуют природные химические соединения – минералы. Лишь не многие – сера, золото и платина – могут накапливаться в чистом самородном виде.

Горная порода, это материал, из которого построены участки земной коры с более или менее постоянным составом и строением, состоящий из скопления нескольких минералов. Основным, породообразующим процессом в литосфере, является вулканизм (рис. 6.1.2). На большой глубине магма находится в условиях высокого давления и температуры. Магма (греч. «густая грязь») состоит из ряда химических элементов или простых соединений.

Рис. 6.1.2. Извержение вулкана

При падении давления и температуры химические элементы и их соединения постепенно «упорядочиваются», формируя прообразы будущих минералов. Как только температура понизится на столько, что начнется затвердевание, из магмы начинают выделяться минералы. Это выделение сопровождается процессом кристаллизации. В качестве примера кристаллизации приведем формирование кристалла поваренной соли NaCl (рис. 6.1.3).

Рис.6.1.3. Структура кристалла поваренной соли (хлористого натрия). (Маленькие шары – атомы натрия, большие – атомы хлора.)

Химическая формула свидетельствует, что вещество построено из одинакового числа атомов натрия и хлора. Атомов хлористого натрия в природе нет. Вещество хлористого натрия построено из молекул натрий хлор. Кристаллы каменной соли состоят из чередующихся вдоль осей куба атомов натрия и хлора. При кристаллизации, благодаря электромагнитным силам каждый из атомов в структуре кристалла стремится занять свое место.

Кристаллизация магмы происходила в прошлом и происходит сейчас при извержении вулканов в различных природных условиях. Когда магма затвердевает на глубине, тогда процесс её охлаждения идет медленно, возникают зернистые хорошо раскристаллизованные породы, которые называют глубинными. К ним относятся граниты, диариты, габбро, сияниты и перидотиты. Часто под влиянием активных внутренних сил Земли магма изливается на поверхность. На поверхности лава охлаждается гораздо быстрее, чем на глубине, поэтому условия для образования кристаллов менее благоприятны. Кристаллы менее прочные и быстро превращаются в метаморфические, рыхлые и осадочные породы.

В природе нет минералов и горных пород существующих вечно. Любая горная порода когда-то возникла и когда-нибудь её существованию приходит конец. Она не исчезает бесследно, а превращается в другую горную породу. Так, при разрушении гранита его частицы дают начало слоям песка и глины. Песок, будучи погружен в недра, может превратиться в песчаник и кварцит, а при более высоком давлении и температуре дать начало граниту.

В мире минералов и горных пород идет своя особая «жизнь». Есть минералы близнецы. Например, если обнаружен минерал «свинцовый блеск», то рядом с ним всегда окажется минерал «цинковая обманка». Такими же близнецами являются золото и кварц, киноварь и антимонит.

Есть минералы «враги» – кварц и нефелин. Кварц по составу соответствует кремнезему, нефелин – алюмосиликату натрия. И хотя кварц очень широко распространен в природе и входит в состав многих пород, но он не «терпит» нефелина и некогда в месте с ним не встречается. Секрет антагонизма связан с тем, то нефелин недонасыщен кремнеземом.

В мире минералов известны случаи, когда один минерал оказывается агрессивным и развивается за счет другого, при изменении условий среды.

Минерал, попадая в иные условия, иногда оказывается недоустойчивым, и замещается другим минералом с сохранением первоначальной формы. Такие превращения часто происходят с пиритом, по составу соответствующим двусернистому железу. Обычно он образует кубические кристаллы золотистого цвета с сильным металлическим блеском. Под влиянием кислорода воздуха пирит разлагается в бурый железняк. Бурый железняк не образует кристаллов, но, возникая на месте пирита, сохраняет форму его кристалла.

Такие минералы шутливо называют «обманщиками». Научное их название – псевдоморфозы, или ложные кристаллы; форма их не характерна для слагающего минерала.

Псевдоморфозы свидетельствуют о сложных взаимоотношениях между разными минералами. Не всегда просты отношения и между кристаллами одного минерала. В геологических музеях вы, наверно, не раз восхищались красивыми сростками кристаллов. Такие сростки называются друзами, или горными щетками. На месторождениях минералов они являются объектами азартной «охоты» любителей камня – и начинающих, и опытных минералогов (рис. 6.1.4).

Друзы очень красивы, поэтому вполне понятен такой интерес к ним. Но дело не только во внешней привлекательности. Давайте посмотрим, как образуются эти щетки кристаллов, выясним, почему кристаллы своей вытянутостью всегда располагаются более или менее перпендикулярно к поверхности нарастания, почему в друзах нет или почти не бывает кристаллов, которые лежали бы плашмя или росли косо. Казалось бы, при образовании «зародыша» кристалла он должен лечь на поверхность нарастания, а не становиться на ней вертикально.

Рис. 6.1.4. Схема геометрического отбора растущих кристаллов при образовании друзы (по Д. П. Григорьеву).

Все эти вопросы хорошо объясняет теория геометрического отбора кристаллов известного минералога - профессора Ленинградского горного института Д. П. Григорьева. Он доказал, что на образование друз кристаллов влияет ряд причин, но в любом случае растущие кристаллы взаимодействуют друг с другом. Одни из них оказываются «слабее», поэтому их рост вскоре прекращается. Более «сильные» продолжают расти, и чтобы их не «стесняли» соседи, они тянутся вверх.

Каков же механизм образования горных щеток? Каким путем многочисленные разноориентированные «зародыши» превращаются в небольшое число крупных кристаллов, расположенных более или менее перпендикулярно к поверхности нарастания? Ответ на этот вопрос можно получить, если внимательно рассмотреть строение друзы, состоящей из зонально окрашенных кристаллов, то есть таких, в которых изменения окраски выдают следы роста.

Присмотримся к продольному разрезу друзы. На неровной поверхности нарастания виден ряд зародышей кристаллов. Естественно, что удлинения их соответствуют направлению наибольшего роста. Вначале все зародыши, независимо от ориентировки, росли с одинаковой скоростью в направлении вытянутости кристаллов. Но вот кристаллы начали соприкасаться. Наклоненные быстро оказались стиснутыми своими вертикально растущими соседями, для них не оставалось свободного пространства. Поэтому из массы разноориентированных мелких кристаллов «выживали» только те, которые были расположены перпендикулярно или почти перпендикулярно к поверхности нарастания. За сверкающими холодным блеском друзами кристаллов, хранящихся в витринах музеев, скрывается долгая, полная коллизий жизнь...

Еще одно замечательное минералогическое явление – кристалл горного хрусталя с пучками включений минерала рутила. Большой ценитель камня А. А. Малахов говорил, что «когда поворачиваешь этот камень в руках, кажется, что заглядываешь на морское дно сквозь глубины, пронизанные солнечными нитями». Такой камень на Урале называют «волосатиком», а в минералогической литературе он известен под пышным именем «Волос Венеры».

Процесс формирования кристаллов начинается на некотором удалении от очага огненной магмы, когда в трещины горных пород попадают горячие водные растворы с кремнием и титаном. В случае понижения температур раствор оказывается пересыщенным, из него одновременно выпадают кристаллы кремнезема (горный хрусталь) и окиси титана (рутил). Этим и объясняется пронизывание горного хрусталя иглами рутила. Минералы кристаллизуются в определенной последовательности. Иногда они выделяются одновременно, как при образовании «Волос Венеры».

В недрах Земли и в настоящее время идет колоссальная разрушительная и созидательная работа. В цепях бесконечных реакций рождаются новые вещества – элементы, минералы, горные породы. Магма мантии устремляется из неведомых глубин в тонкую оболочку земной коры, прорывает её, стремясь найти выход на поверхность планеты. Волны электромагнитных колебаний, потоки нейронов, радиоактивные излучения струятся из земных недр. Именно они стали одними из главных в зарождении и развитии жизни на Земле.

Наконец, весьма резкий скачок происходит на глубине 2900 км. Часть земного шара, заключенная между подошвой земной коры, на глубине 50-60 км, и глубиной 2900 км, называется оболочкой Земли. Часть земного шара, заключенная внутри поверхности раздела на глубине больше 2900 км, называется ядром Земли, а сама поверхность раздела - границей ядра.

Ядро Земли состоит из такого вещества, которое не сопротивляется изменению формы, т.е. оно ведет себя по отношению к сейсмическим колебаниям, как жидкое или газообразное тело.

Верхний покров земного шара, слагающий континенты и ложа океанов, делится на два основных слоя. Самый верхний слой континентальной части земной коры состоит в основном из напластований так называемых осадочных пород и пород, близких по составу к гранитам. Поэтому верхний слой обычно называется гранитным, хотя нужно помнить, что это название условное, так как в этом слое имеются и другие породы, а состав его может несколько меняться от района к району.

Ниже лежит так называемый базальтовый слой. Основную роль в его строении играют породы, богатые магнием и железом и бедные кремнекислотой. Это разновидности базальтовой группы пород, и поэтому нижний слой коры получил название базальтового. Этот слой отделяется от ниже идущих пород подкорового слоя поверхностью, отчетливо различаемой сейсмическими волнами. Эта поверхность называется поверхностью С. Мохоровичича, по имени югославского ученого, открывшего ее. Скорость сейсмических волн глубже поверхности раздела сразу увеличивается до 8 км\сек, что обусловлено увеличением плотности вещества Земли.

Вещество земной коры находится в кристаллическом состоянии. Толщина земной коры меньше под океанами, чем под континентами. Возможно, что под дном Тихого океана вообще отсутствует гранитный слой.

Самая верхняя часть земной коры в значительной мере состоит из слоистых осадочных пород, образовавшихся путем осаждения различных мелких частиц в морях и океанах. В них захоронены остатки животных организмов и растений, населявших прежде земной шар. Общая мощность осадочных пород не превосходит 12-15 км. Их последовательно идущие напластования и содержащиеся в них окаменелости животных и растений позволяют ученым-геологам восстанавливать историю развития жизни на Земле.

Верхняя часть внутренней оболочки Земли по химическому составу ближе всего к составу горных пород, известных под названием перидотитов и пироксенитов, очень богатых магнием и железом и отличающихся значительным удельным весом.

Мы имеем некоторые доказательства реального существования этой подкоровой оболочки. В массах пород, заполняющих вертикальные алмазоносные «трубки» Кимберли в Южной Африке, а также в алмазных копях Якутии в изобилии находятся вынесенные с больших глубин куски оливиновых и перидотитовых пород. Это самые глубокие из известных нам материалов, слагающих Землю. Но методами современной геофизики мы познаем Землю и дальше вглубь, правда уже только в отношении распределения материала по плотности и упругости, не зная пока других его свойств.

Таким образом, можно считать, что внутренняя оболочка Земли простирается до глубины 2900 км. Вещество оболочки твердое, но обладающее пластичностью, в нижней части лишенное кристаллической структуры (аморфное). Состав ее, по-видимому, тот же, что и в самой верхней (подкоровой) части. Изменение плотности оболочки Земли связано не столько с изменением состава, сколько с давлением, которое достигает здесь огромной величины.

Так, например, давление на единицу поверхности равно:

Земное ядро обладает свойствами жидкости. Радиус земного ядра 3471 км. При переходе от оболочки к ядру резко изменяются физические свойства вещества. Причиной такого изменения является, вероятно, изменение атомной структуры под влиянием высоких давлений, достигающих около 3 млн. атмосфер. Температура внутри Земли повышается до 2000-3000°, при этом наиболее быстро температура повышается в земной коре, далее - значительно медленнее, а на больших глубинах остается постоянной.

Плотность Земли возрастает с 2,6 на поверхности до 6,8 на границе ядра Земли. В самом ядре плотность возрастает до 10, а в его центральных частях превышает 12.

До недавнего времени считали, что ядро имеет железный состав, аналогичный железным метеоритам, а оболочка - силикатный состав, соответствующий каменным метеоритам. Однако, согласно современным научным взглядам, причина резкого скачка плотностей и резкого уменьшения твердости у границы ядра Земли не в разделении вещества по химическому составу, а в физико-химическом процессе - частичном разрушении электронной оболочки атомов при критическом давлении, достигающем 1,4 млн. атмосфер.

Отрыв электронов от ядер под действием огромного давления и высокой температуры облегчает резкое уплотнение вещества и придает ему новые свойства, сходные в отношении твердости со свойствами жидких тел (способностью жидких тел, сохраняя объем, изменять первоначальную форму), а в отношении электропроводности - со свойствами металлов. Поэтому такое превращение называется переходом вещества в металлическую фазу.

Таким образом, условия существования материи в больших глубинах земного шара резко отличны от условий на земной поверхности и тех, которые мы можем пока создать путем опыта.

С каждым годом данные геофизики и астрофизики позволяют нам все лучше и лучше разбираться в строении земного шара, а это, в свою очередь, дает нам возможность видеть связь ряда важнейших геологических процессов, совершающихся в земной коре, с процессами, происходящими в глубинах земного шара.

Вот почему так важно и так интересно изучать строение нашей планеты.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter .

Представления о внутренней неоднородности строения Земли и о её концентрически-зональном строении основаны на результатах комплексных геофизических исследований. Прямые свидетельства глубинного строения земных недр относятся к небольшим глубинам. Они получены в процессе изучения естественных разрезов (обнажений ) горных пород, разрезов карьеров, шахт и буровых скважин. Самая глубокая в мире скважина на Кольском полуострове углубилась в недра на 12 километров. Это составляет всего лишь 0,2% радиуса Земли (радиус Земли около 6 тыс. км.) (рис. 3.5.). Продукты вулканических извержений дают возможность судить о температурах и составе вещества на глубинах 50-100 км.

Рис. 3.5. Внутренние оболочки земли

Сейсмические волны. Главным методом исследования недр является сейсмический метод. Он основан на измерении скорости прохождения механических колебаний разных типов через вещество Земли. Этот процесс сопровождается выделением большого количества энергии и возникновением механических колебаний, которые распространяются в виде сейсмических волн во все стороны от места возникновения. Скорость распространения сейсмических волн весьма велика и в плотных телах, например в камне (в горных породах) достигает нескольких километров в секунду. Различают две группы сейсмических волн – объемные и поверхностные (рис. 3.6. и 3.7.). Слагающие Землю горные породы упруги и поэтому могут деформироваться и испытывать колебания при резком приложении давления (нагрузок). Внутри объема горных пород распространяются объемные волны. Они делятся на два типа: продольные (Р) и поперечные (S ) . Продольные волны в теле Земли (как и в любых других физических телах) возникают как реакция на изменение объёма. Подобно звуковым волнам в воздухе, они попеременно сжимают и растягивают вещество горных пород в направлении своего движения. Волны другого типа – поперечные возникают как реакция на изменение формы тела. Они колеблют среду, через которую они проходят, поперек пути своего движения.

На границе двух сред с разными физическими свойствами сейсмические волны испытывают преломление или отражение(P,S, PcP, PkP и т.д.). Геофизические исследования были дополнены термодинамическими расчетами и результатами физического моделирования и данными изучения метеоритов.

Полученные данные свидетельствуют о наличии в недрах Земли многочисленных субгоризонтальных границ раздела. На этих границах происходит изменение скоростей и направлений распространения физических волн (сейсмических, электромагнитных и др.) при их распространении вглубь планеты.

Рис. 3.6. Распространение сейсмических волн (О – очаг землетрясения).

Эти границы отделяют друг от друга отдельные оболочки – «геосферы», которые отличается друг от друга по химическому составу и по агрегатному состоянию вещества в них. Эти границы, отнюдь, не представляют собой привычные геометрически правильные бесконечно тонкие плоскости. Любая из этих границ – это некий объём недр, сравнительно небольшой по сравнению с объёмом разделяемых геосфер. В пределах каждого такого объёма происходит быстрая, но постепенная смена химического состава и агрегатного состояния вещества.

Недра Земли. По существующим представлениям земной шар разделен на ряд концентрических оболочек (геосфер), как бы вложенных друг в друга (рис.3.7., табл. 3.5.). «Внешние» оболочки и «внутренние» оболочки (иногда последние называют просто «недрами») отделены друг от друга поверхностью земли. Внутренние оболочки представлены, соответственно ядром, мантией и земной корой. Каждая из этих геосфер, в свою очередь имеет сложное строение. В модели Гутенберга-Буллена использована индексация гео­сфер, популярная и в настоящее время. Авторы выделяют: земную кору (слой А) - граниты, метаморфические породы, габбро; верх­нюю мантию (слой В); переходную зону (слой С); нижнюю мантию (слой D), состоящую из кислорода, кремнезема, магния и железа. На глубине 2900 км проводят границу между мантией и ядром. Ниже находится внешнее ядро (слой Е), а с глубины 5120 м - внутреннее ядро (слой G), сложенное железом:

- земная кора – тонкая внешняя каменная оболочка Земли. Она распространена от поверхности Земли вглубь до 35-75 км, слой A: Ср. толщина 6-7 км – под океанами; 35-49 км – под равнинными платформенными территориями континентов; 50-75 км – под молодыми горными сооружениями. Это самая верхняя из внутренних оболочек Земли.

мантия - промежуточную оболочку (35-75 км. до 2900 км) (слои В, С, D) (греч. “мантион” - покрывало): слои B (75-400 км) и C (400-1000 км) соответствуют верхней мантии; переходный слой D (1000-2900 км) - нижней мантии.

-ядро – (2900 км. – 6371 км.) слои E, F, G где: Е (2900-4980 км) – внешнее ядро; F (4980-5120 км) – переходная оболочка; G (5120-6371 км) – внутреннее ядро.

Ядро Земли . Ядро составляет 16,2% ее объёма и 1/3 массы. Оно, видимо, сжато у полюсов на 10 км. На границе мантии и ядра (2900 км) происходит скачкообразное понижение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с. Поперечные волны ниже этой границы раздела не проникают. Ядро не пропускает их сквозь себя. Это дало повод сделать вывод, что во внешней части ядра вещество находится в жидком (расплавленном) состоянии. Ниже границы мантии и ядра скорость продольных волн вновь нарастает - до 10,4 км/с. На границе внешнего и внутреннего ядра (5120 км) скорость продольных волн достигает 11,1 км/с. А потом до центра Земли почти не изменяется. На этом основании предполагается, что с глубины 5080 км вещество ядра вновь приобретает свойства очень плотного тела, и выделяется твердое внутреннее "ядрышко " с радиусом 1290 км. По мнению одних ученых, земное ядро состоит из никелистого железа. Другие утверждают, что железо, кроме никеля содержит примесь легких элементов - кремния, кислорода, возможно, серы и др. В любом случае железо как хороший проводник электричества может служить источником динамо-эфекта и образования магнитного поля Земли.

Действительно, с точки зрения физики, Земля в некотором приближении является магнитным диполем, т.е. своеобразным магнитом с двумя полюсами: южным и северным.

Японские ученые доказывают, что ядро Земли постепенно увеличивается за счет дифференциации вещества мантии 12 . составляет 82,3% объема Земли. О ее строении и вещественном составе могут быть высказаны лишь гипотетические предположения. Они основаны на сейсмологических данных и материалах экспериментального моделирования физико-химических процессов, происходящих в недрах при высоких давлениях и температурах. Скорость продольных сейсмических волн в мантии нарастает до13,6 км/с, поперечных – до 7,2-7,3 км/с.

Мантия Земли (верхняя и нижняя ). Ниже раздела Мохоровичича между земной корой и ядром Земли находится мантия (до глубины около 2900 км). Это самая массивная из оболочек Земли – она составляет 83% объёма Земли и около 67% её массы. В мантии Земли по строению, составу и свойствам выделяют три слоя: слой Гуттенберга – В до глубины 200–400 км, слой Галицина – С до 700-900 км и слой D до 2900 км. В первом приближении слои В и С обычно объединяют в верхнюю мантию, а слой D рассматривают в качестве нижней мантии. В целом в пределах мантии плотность вещества и скорость сейсмических волн быстро возрастают.

Верхняя мантия. Считается, что верхняя мантия сложена магматическими горными породами, сильно обедненными кремнеземом, но обогащенными железом и магнием (так называемыми ультраосновными породами), главным образом перидотитом. Перидотит на 80% состоит из минерала оливина (Mg,Fe) 2 и на 20% из пироксена (Mg,Fe) 2 .

Земная кора отличается от нижележащих оболочек своим строе­нием и химическим составом. Подошва земной коры очерчивается сейсмической границей Мохоровичича, на которой скорости рас­пространения сейсмических волн резко возрастают и достигают 8 - 8,2 км/с.

Таблица 3.5. Распространенность горных пород в земной коре

(по А.Б. Ронову, А.А.Ярошевскому, 1976. и по В.В. Добровольскому, 2001)

	Группы пород	Распространенность, % объема земной коры	Масса, 10 18 т
	Пески и песчаные породы
	Глины, глинистые сланцы, кремнистые породы
	Карбонаты
	Соленосные отложения (сульфатные и галоидные горные породы)
	Гранитоиды, гранитогнейсы, кислые эффузивы и их метаморфические эквиваленты
	Габбро, базальты и их метаморфические эквиваленты
	Дуниты, перидотиты, серпентиниты
	Метапесчаники
	Парагнейсы и кристаллические сланцы
	Метаморфизованные карбонатные породы
	Железистые породы

Земная поверхность и примерно 25-километровая часть земной коры формируются под воздействием:

1)эндогенных процессов (текто­нические или механические и магматические процессы), благода­ря которым создается рельеф земной поверхности и формируются толщи магматических и метаморфических горных пород;

2) экзо­генных процессов , вызывающих денудацию (разрушение) и вы­равнивание рельефа, выветривание и перенос обломков горных пород и переотложение их в пониженных частях рельефа. В резуль­тате протекания весьма разнообразных экзогенных процессов фор­мируются осадочные горные породы, составляющие самый верх­ний слой земной коры.

Выделяют два основных типа земной коры: континентальный (гранито-гнейсовый) и океанский (базаль­товый) с прерывистым осадочным слоем. Переход от коры континентального типа к коре оке­анического типа представлен на рис. 3.8.

В континентальной коре выделяют три слоя: верхний - осадоч­ный и два нижних , сложенных кристаллическими породами. Мощ­ность верхнего осадочного слоя меняется в широких пределах: от практически полного отсутствия на древних щитах до 10 - 15 км на шель­фах пассивных окраин континентов и в краевых прогибах плат­форм. Средняя мощность осадков на стабильных платформах со­ставляет около 3 км.

Под осадочным слоем находятся толщи с преобладанием в них магматических и метаморфических горных пород гранитоидного ряда, относительно богатых кремнеземом. Местами в областях расположения древ­них щитов они выходят на земную поверхность (Канадский, Бал­тийский, Алданский, Бразильский, Африканский и др.). Породы «гранитного» слоя обычно преобразованы процессами региональ­ного метаморфизма и имеют очень древний возраст (80% континентальной земной коры древнее 2,5 млрд. лет).

Под «гранитным» слоем располагается «базальтовый» слой. Вещественный состав его не изучен, но судя по данным геофизических исследований, предполагается, что он близок с породами океанской коры.

Как континенталь­ная, так и океанская кора подстилаются породами верхней ман­тии, от которой они отделяются границей Мохоровичича (граница Мохо).

В целом Земная кора состоит преимущественно из силикатов и алюмосиликатов. В ней пре­обладают кислород (43,13 %), кремний (26 %) и алюминий (7,45 %), главным образом представленные в форме оксидов, силикатов и алюмосиликатов. Средний химический состав земной коры приве­ден в табл. 3.6.

В земной коре континентального типа отмечается сравнительно высокое содержание долгоживущих радиоактивных изотопов урана 238 U, тория 232 Th и калия 40 K. Их наибольшая концентрация характерна для «гранитного» слоя.

Таблица 3.6. Средний химический состав континентальной и океанской коры
Оксиды и диоксиды
	континентальной	океанской

Океаническая кора отличается от континентальной по химическому составу и строению, но так же имеет трехслойное строение

Самый верхний слой - осадочный - представлен песчано-глинистыми и карбонатны­ми осадками, отложившимися на небольших глубинах. На больших глубинах отла­гаются кремнистые илы и глубоководные красные глины.

Средняя мощность океанских осадков не превышает 500 м и только у под­ножия материковых склонов, особенно в районах крупных речных дельт, она возрастает до 12 -15 км. Вызвано это своеобразной бы­стротечной «лавинной» седиментацией, когда практически весь терригенный материал, выносимый речными системами с конти­нента, отлагается в прибрежных частях океанов, на материковом склоне и у его подножия.

Второй слой океанской коры в верхней части слагается поду­шечными лавами базальтов. Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава. Общая мощность второго слоя океанской коры составляет 1,5 км и редко достигает 2 км. Под дайковым комплек­сом располагаются габбро и серпентениты, представляющие собой верхнюю часть третьего слоя. Мощность габбро-серпентинитового слоя достигает 5 км. Таким образом, общая мощность океанской коры без осадочного чехла составляет 6,5 - 7 км. Под осевой частью срединно-океанских хребтов мощность океанской коры сокращается до 3-4, а иногда и до 2 - 2,5 км.

Под гребнями срединно-океанских хребтов океанская кора залегает над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества астеносферы. Средняя плотность океанской коры без осадочного слоя составляет 2,9 г/см 3 . Исходя из этого общая масса океанской коры составляет 6,4 10 24 г. Океанская кора формируется в рифтовых областях срединно-океанских хребтов за счет поступления базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океанское дно.

Литосфера. Залегающую выше астеносферы твердую плотную оболочку (включая земную кору) называют литосферой (греч. "литос" - камень). Характерным признаком литосферы является её жесткость и хрупкость. Именно хрупкостью объясняется наблюдаемое блочное строение литосферы. Она разбита крупными трещинами – глубинными разломами на крупные блоки - литосферные плиты.

Благодаря глобальной системе механических напряжений, чьё возникновение связано с вращением Земли, литосфера расколота на фрагменты – блоки разломами субмеридиального, субширотного и диагонального направлений. Эти разломы обеспечивают относительную независимость движения блоков литосферы относительно друг друга, чем и объясняется разница в строении и геологической истории отдельных литосферных блоков и их ассоциаций. Разделяющие блоки разломы, являются ослабленными зонами, по которым поднимаются магматические расплавы и потоки паров и газов.

В отличие от литосферы вещество астеносферы не обладает пределом прочности и может деформироваться (течь) при действии даже очень небольших нагрузок.

Химический состав земной коры . Распространенность элементов в земной коре характеризуются большим контрастом, достигающим 10 10 .Самые распространенные химические элементы (рис. 3.10) на всей Земле это:

кислород (О 2) – составляет 47 масс % земной коры. Он входи в состав около 2 тысяч минералов;

кремний (Si) – составляет 29,5% и входит в более чем тысячу минералов;

алюминий (Аl) – 8,05%;

железо (Fe), кальций (Са), калий (К), натрий (Na), титан (Ti), магний (Mg) – составляют первые % массы земной коры;

На долю остальных элементов приходится около 1%.

А.Е. Ферсман предложил выражать числа кларка не в весовых, а в атомных процентах, что лучше отражает соотношения количеств атомов, а не их масс и сформулировал три основные закономерности:

1. Распространенность элементов в земной коре характеризуются большим контрастом, достигающим 10 10 .

2. Всего девять элементов O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, являются главными строителями литосферы, составляя 99,18% ее веса. Из них на первые три приходится 84,55%. На долю остальных 83 приходится менее 1% (рис.3.9.).

3. Ведущий элемент – кислород. Его массовый кларк оценивается в интервале 44,6 – 49%, атомный – 53,3 (по А.Е. Ферсману), а объемный (по В.М. Гольдщмидту) – 92%.

Таким образом, земная кора и по объему и по массе состоит главным образом из кислорода.

Если средние содержания элементов в коре в первом приближении можно считать неизменными на протяжении всей ее истории, то в отдельных ее участках идут периодические изменения. Хотя земная кора не является закрытой системой, ее обмен массами вещества с космосом и более глубокими зонами планеты пока не могут быть учтены количественно, выходят за пределы точности наших измерений и явно не повлияют на числа кларков.

Кларк . В 1889 г. американский геохимик Фрэнк Кларк впервые определил средние содержания химических элементов в земной коре. В честь него русский академик А.Е.Ферсман предложил называть "кларками " - средние содержания химических элементов в какой-либо природной системе - в земной коре, в горной породе, в минерале 13 . Чем выше природный кларк химического элемента, тем больше минералов, в состав которых входит этот элемент. Так, кислород встречается почти в половине всех известных минералов. Любая территория, которая содержит более кларка данного вещества, является потенциально интересной, так как там могут иметься промышленные запасы данного вещества. Такие участки исследуются геологами с целью выявления месторождений полезных ископаемых.

Некоторые химические элементы (например, радиоактивные) со временем изменяются. Так, уран и торий, распадаясь, превращаются в устойчивые элементы - свинец и гелий. Это дает основание предполагать, что в минувшие геологические эпохи кларки урана и тория были, очевидно, значительно выше, а кларки свинца - ниже, чем сейчас. По-видимому, это относится и ко всем другим элементам, подверженным радиоактивным превращениям. Изотопный состав некоторых химических элементов со временем меняется (например, изотоп урана 238 U). Предполагают, что два млрд. лет назад атомов изотопа 235 U на Земле было почти в шесть раз больше, чем сейчас.

Жизнь на нашей планете зародилась благодаря сочетанию многих факторов. Земля находится на благоприятном расстоянии от Солнца - не слишком сильно нагревается днём и не переохлаждается в ночное время. Земля имеет твёрдую поверхность, и на ней существует вода в жидком состоянии. Воздушная оболочка, окружающая Землю, предохраняет её от жёсткого космического излучения и «бомбардировки» метеоритами.

Наша планета обладает уникальными особенностями - её поверхность опоясывают, взаимодействуя между собой, несколько оболочек: твёрдая, воздушная и водная.

Воздушная оболочка - атмосфера простирается над Землёй до высоты 2-3 тыс. км, но большая часть её массы сосредоточена у поверхности планеты. Атмосфера удерживается силой притяжения Земли, поэтому с высотой её плотность уменьшается. Атмосфера содержит кислород, необходимый для дыхания живых организмов. В атмосфере находится слой озона, так называемый защитный экран, который поглощает частьультрафиолетовой радиации Солнца и защищает Землю от избыточных ультрафиолетовых лучей.

Атмосфера (от греч. atmos - пар - прим..

Далеко не у всех планет Солнечной системы есть твёрдая оболочка: например, поверхности планет-гигантов - Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна состоят из газов, находящихся в жидком или твёрдом состоянии из-за высокого давления и низких температур. Твёрдая оболочка Земли, или литосфера, - это огромные массы горных пород на суше и на дне океана. Под океанами и материками она имеет разную толщину - от 70 до 250 км. Литосфера разделена на крупные блоки - литосферные плиты.

Водная оболочка нашей планеты - гидросфера включает в себя всю воду планеты - в твёрдом, жидком и газообразном состоянии. Гидросфера - это моря и океаны, реки и озёра, подземные воды, болота, ледники, водяной пар в воздухе и вода в живых организмах. Водная оболочка перераспределяет тепло, поступающее от Солнца. Медленно нагреваясь, водные толщи Мирового океана накапливают тепло, а потом передают его атмосфере, что смягчает климат на материках в холодные периоды. Вовлечённая в мировой круговорот, вода постоянно перемещается: испаряясь с поверхностей морей, океанов, озёр или рек, она облаками переносится на сушу и выпадает в виде дождя или снега.

Оболочка Земли, в которой существует жизнь во всех её проявлениях, называется биосфера. Она включает самую верхнюю часть литосферы, гидросферу и приземную часть атмосферы. Нижняя граница биосферы располагается в земной коре материков на глубине 4-5 км, а в воздушной оболочке сфера жизни простирается до озонового слоя.

Гидросфера (от греч. hydor - вода - прим..

Биосфера (от греч. bios - жизнь - прим. от сайт) - оболочка Земли, где существует жизнь во всех её проявлениях.

Все оболочки Земли влияют друг на друга. Основным объектом изучения географии является географическая оболочка - планетарная сфера, где переплетаются и тесно взаимодействуют нижняя часть атмосферы, гидросфера, биосфера и верхняя часть литосферы. Географическая оболочка развивается согласно суточным и годовым ритмам, на неё оказывают влияние одиннадцатилетние циклы солнечной активности, поэтому характерной особенностью географической оболочки является ритмичность происходящих процессов.

Литосфера (от греч. litos - камень - прим..

Ноосфера (от греч. noos - разум - прим..

Называется корой и входит в литосферу, что в переводе с греческого языка дословно означает "каменистый" или "твердый шар". Она включает в себя и часть верхней мантии. Все это находится непосредственно над астеносферой ("бессильный шар") - над более вязким или пластичным слоем, как бы подстилающем литосферу.

Внутренняя структура Земли

Наша планета имеет форму эллипсоида, или, точнее, геоида, который представляет собой трехмерное геометрическое тело замкнутой формы. Это важнейшее геодезическое понятие дословно переводится как «подобный Земле». Так выглядит наша планета внешне. Внутренне она устроена следующим образом - Земля состоит из слоев, разделенных границами, которые имеют свои определенные названия (самая четкая из них - граница Мохоровичича, или Мохо, разделяет кору и мантию). Ядро, являющееся центром нашей планеты, оболочка (или мантия) и кора - верхняя твердая оболочка Земли - вот основные слои, два из которых - ядро и мантия, в свою очередь, делятся на 2 подслоя - внутренний и внешний, или нижний и верхний. Так, ядро, радиус сферы которого равен 3,5 тысячам километров, состоит из твердого внутреннего ядра (радиус 1,3) и жидкого внешнего. А мантия, или силикатная оболочка, делится на нижнюю и верхнюю части, на которые вместе приходится 67% всей массы нашей планеты.

Самый тонкий слой планеты

Сами грунты возникли одновременно с жизнью на Земле и являются продуктом воздействия окружающей среды - воды, воздуха, живых организмов и растений. В зависимости от различных условий (геологических, географических и климатических) этот важнейший природный ресурс имеет толщину от 15 см до 3 м. Ценность некоторых видов грунтов очень велика. Например, украинский чернозем немцы во времена оккупации рулонами вывозили в Германию. Говоря о земной коре, нельзя не сказать о представляющих собой большие твердые участки, скользящих по более жидким слоям мантии и перемещающихся относительно друг друга. Их сближения и «наезды» грозят тектоническими сдвигами, которые могут быть причиной катастроф на Земле.