Земля схематично



  1. Главная
  2. Природа
  3. Схемы внутреннего строения Земли

С незапамятных времен люди пытались изображать схемы внутреннего строения Земли.  Их интересовали недра Земли как кладовые запасов воды, огня, воздуха, а также, как источник сказочных богатств. Отсюда — стремление проникнуть мыслью в глубины Земли, куда, по выражению Ломоносова,

рукам и оку возбраняет натура (т. е. природа).

Первая схема внутреннего строения Земли

Величайший мыслитель древности греческий философ Аристотель, живший в IV веке до нашей эры (384—322), учил, что внутри Земли находится «центральный огонь», который вырывается наружу из «огнедышащих гор». Он полагал, что воды океанов, просачиваясь в глубь Земли, заполняют пустоты, потом по трещинам вода снова поднимается вверх, образует ключи и реки, которые впадают в моря и океаны. Так совершается круговорот воды.


Схемы внутреннего строения Земли Первая схема строения Земли Афанасия Кирхера (по гравюре 1664г.). С той поры прошло более двух тысяч лет, и только во второй половине XVII века — в 1664 г появилась первая схема внутреннего строения Земли. Ее автором был Афанасий Кирхер. Она была далеко не совершенна, зато вполне благочестива, как это нетрудно заключить, взглянув на рисунок. Земля изображалась твердым телом, внутри которого огромные пустоты соединялись между собой и поверхностью многочисленными каналами. Центральное ядро заполнялось огнем, а пустоты, что ближе к поверхности,— и огнем, и водой, и воздухом. Составитель схемы был убежден, что внутри Земли очаги огня согревали ее и производили металлы. Материалом для подземного огня, по его представлениям, служили не только сера и каменный уголь, но также и другие минеральные вещества недр земных. Подземные потоки воды порождали ветры.

Вторая схема внутреннего строения Земли

В первой половине XVIII века появилась вторая схема внутреннего строения Земли. Ее автором был Вудворт. Внутри Земля заполнялась уже не огнем, а водой; вода создавала обширную водяную сферу, а каналы соединяли эту сферу с морями и океанами. Мощная твердая оболочка, состоящая из пластов горных пород, окружала жидкое ядро.Схема Земли Вторая схема строения Земли Вудворта (по гравюре 1735 г.).


Пласты горных пород

О том, как образуются и располагаются пласты горных пород, впервые указал выдающийся исследователь природы датчанин Николай Стенсен (1638—1687). Ученый долго жил во Флоренции под именем Стено, занимаясь там врачебной практикой. Фантастическим воззрениям авторов схем строения Земли Стенсен (Стено) противопоставил непосредственные наблюдения из практики горного дела. Горняки давно уже замечали закономерное расположение пластов осадочных пород. Стенсен не только правильно объяснил причину их образования, но и дальнейшие изменения, которым они подвергались. Эти пласты, по его заключению, осели из воды. Первоначально осадки были мягкими, потом затвердели; сперва пласты залегали горизонтально, затем, под влиянием вулканических процессов, испытали значительные перемещения, чем и объясняется наклон их. Но то, что было правильным по отношению к осадочным породам, нельзя, конечно, распространять на все прочие породы, слагающие земную кору. Как же они образовались? Из водных ли  растворов или из огненных расплавов? Этот вопрос надолго, вплоть до 20-х годов XIX столетия, приковывал к себе внимание ученых.

Спор между нептунистами и плутонистами

Между сторонниками воды — нептунистами (Нептун — древнеримский бог морей) и сторонниками огня — плутонистами (Плутон — древнегреческий бог подземного царства) неоднократно возникали горячие споры. Наконец, исследователи доказали вулканическое происхождение базальтовых пород, и нептунисты вынуждены были признать себя побежденными.


Базальт

Базальт — весьма распространенная вулканическая порода. Она часто выходит на поверхность земли, а на больших глубинах образует надежный фундамент земной коры. Для этой породы — тяжелой, плотной и твердой, темной окраски — характерно столбчатое сложение в виде пяти-шести-угольных отдельностей. Базальт — прекрасный строительный материал. Он, кроме того, поддается плавке и применяется для производства базальтового литья. Изделия обладают ценными техническими качествами: тугоплавкостью и кислотоупорностью. Из базальтового литья делаются высоковольтные изоляторы, химические баки, канализационные трубы и т. п. Базальты встречаются в Армении, на Алтае, в Забайкалье других районах. Базальт отличается от остальных пород большим удельным весом. Конечно, значительно труднее определить плотность Земли. А это необходимо знать для того, чтобы правильно понять строение земного шара. Первые и при этом достаточно точные определения плотности Земли были сделаны еще двести лет назад. Плотность принималась в среднем из многих определений равной 5,51 г/см3.

Сейсмология

Значительную ясность в представления о строении недр Земли внесла наука сейсмология, изучающая природу землетрясений (от древнегреческих слов: «сейсмос» — землетрясение и «логос» — наука). В этом направлении предстоит еще большая работа. По образному выражению крупнейшего сейсмолога, академика Б. Б. Голицына (1861 —1916),


всякие землетрясения можно уподобить фонарю, который зажигается на короткое время и, освещая нам внутренности Земли, позволяет тем самым рассмотреть то, что там происходит.

С помощью очень чувствительных самопишущих приборов сейсмографов (от уже знакомого нам слова «сейсмос» и «графо» — пишу) выяснилось, что скорость распространения волн землетрясения через земной шар не одинакова: она зависит от плотности веществ, через которые распространяются волны. Через толщу песчаника, например, они проходят в два с лишним раза медленнее, чем через гранит. Это позволило сделать важные заключения о строении Земли. Земной шар, по современным научным воззрениям, можно представить в виде трех вложенных друг в друга шаров. Есть такая детская игрушка: цветной деревянный шар, состоящий из двух половинок. Если его раскрыть,  внутри оказывается другой цветной шар, в нем — шар еще меньше и так далее.

  • Первый наружный шар в нашем примере — земная кора.
  • Второй — оболочка Земли, или мантия.
  • Третий — внутреннее ядро.

Современная схема Земли Современная схема внутреннего строения Земли.
bsp; Толщина стенок у этих «шаров» различна: у наружного — самая тонкая. Тут надо отметить, что земная кора не представляет собой однородного слоя одинаковой толщины. В частности, под территорией Евразии она изменяется в пределах 25—86 километров. Как определяют сейсмические станции, т. е. станции, изучающие землетрясения, толщина земной коры по линии Владивосток — Иркутск— 23,6 км; между Питером и Свердловском— 31,3 км; Тбилиси и Баку — 42,5 км; Ереваном и Грозным — 50,2 км; Самаркандом и Чимкентом — 86,5 км. Толщина оболочки Земли, наоборот, весьма внушительна — около 2900 км (в зависимости от толщины земной коры). Оболочка ядра несколько тоньше — 2200 км. Самое же внутреннее ядро имеет радиус в 1200 км. Напомним, что экваториальный радиус Земли — 6378,2 км, а полярный — 6356,9 км.

Вещество Земли на больших глубинах

Что же происходит с веществом Земли, составляющим земной шар, на больших глубинах? Общеизвестно, что с глубиной температура увеличивается. В каменноугольных шахтах Англии и в серебряных рудниках Мексики она настолько высока, что невозможно работать, несмотря на всякие технические приспособления: на глубине одного километра — свыше 30° жары! Число метров, на которое нужно спуститься в глубь Земли, чтобы температура повысилась на 1°, называется геотермической ступенью.
переводе на русский язык — «степень нагревания Земли». (Слово «геотермический» сложено из двух греческих слов: «ге» — земля, а «терме» — жар. что сходно со словом «термометр».) Величина геотермической ступени выражается в метрах и бывает различна (в пределах между 20—46). В среднем ее принимают в 33 метра. Для Москвы по данным, глубокого бурения геотермический градиент равен 39,3 метра. Самая глубокая буровая скважины пока не превышает 12000 метров. На глубине свыше 2200 метров в некоторых скважинах уже появляется перегретый пар. Он с успехом используется в промышленности. А что можно обнаружить, если все дальше и дальше проникать к центру Земли? Температура будет непрерывно возрастать. На некоторой глубине она достигнет такой величины, при которой все известные нам горные породы должны расплавиться. Однако, чтобы сделать отсюда правильные выводы, необходимо учесть еще и воздействие давления, которое тоже непрерывно повышается по мере приближения к центру Земли. На глубине в 1 километр давление под материками достигает 270 атмосфер (под дном океана на той же глубине — 100 атмосфер) , на глубине 5 км — 1350 атмосфер, 50 км — 13 500 атмосфер и т. д. В центральных частях нашей планеты давление превышает 3 миллиона атмосфер! Естественно, что с глубиной будет изменяться и температура плавления. Если, допустим, базальт плавится в заводских печах при 1155°, то на глубине 100 километров он начнет плавиться только при 1400°. По предположениям ученых температура на глубине 100 километров равна 1500° и затем, медленно нарастая, только в самых центральных частях планеты достигает 2000—3000°.


к показывают лабораторные опыты, под влиянием возраcтаюшего давления твердые тела — не только известняк или мрамор но и гранит — приобретают пластичность и обнаруживают все признаки текучести. Такое состояние вещества характерно для второго шара нашей схемы — оболочки Земли. Очаги расплавленной массы (магма), непосредственно связанные с вулканами, имеют ограниченные размеры.

Ядро Земли

Вещество оболочки ядра Земли вязкое, а в самом ядре, в связи огромным давлением и высокой температурой, оно находится в особом физическом состоянии. Его новые свойства сходны в отношении твердости со свойствами жидких тел, а в отношении электропроводности — со свойствами металлов. В больших глубинах Земли вещество переходит, как говорят ученые, в металлическую фазу, которую не возможно пока создать в лабораторных условиях.  

Химический состав элементов земного шара

Гениальный русский химик Д. И. Менделеев (1834—1907) доказал, что химические элементы представляют стройную систему. Их качества находятся между собой в закономерных отношениях и представляют последовательные ступени единой материи, из которой построен земной шар.

  • По химическому составу земную кору в основном образуют только девять элементов из более ста нам известных. Среди них прежде всего кислород, кремний и алюминий, затем, в меньшем количестве, железо, кальций, натрий, магний, калий и водород. На долю остальных приходится только два процента от общего веса всех перечисленных элементов. Земную кору в зависимости от ее химического состава называли сиаль. Это слово указывало на то, что в земной коре после кислорода преобладает кремний (по-латыни — «силициум», отсюда первый слог — «си») и алюминий (второй слог — «ал», вместе — «сиаль»).

  • В подкорковой оболочке заметно увеличение магния. Поэтому ее и называют сима. Первый слог — «си» от силиция — кремния, а второй — «ма» от магния.
  • Центральная часть земного шара полагали в основном образована из никелистого железа, отсюда ее название — нифе. Первый слог — «ни» указывает на присутствие никеля, а «фе» — железа (по-латыни «феррум»).

Плотность земной коры в среднем равна 2,6 г/см3. С глубиной наблюдается постепенное нарастание плотности. В центральных частях ядра она превышает 12г/см3, причем отмечаются резкие скачки, особенно на границе оболочки ядра и в самом внутреннем ядре. Большие труды 0 строении Земли, ее составе и процессах распространения химических элементов в природе оставили нам выдающиеся советские ученые — академик В. И. Вернадский (1863—1945) и его ученик академик А. Е. Ферсман (1883— 1945)—талантливый популяризатор, автор увлекательных книг — «Занимательная минералогия» и «Занимательная геохимия».

Химический анализ метеоритов

Правильность наших представлений о составе внутренних частей Земли подтверждается также химическим анализом метеоритов. В одних метеоритах преобладает железо — они так и называются железными метеоритами, в других — те элементы, которые встречаются в горных породах земной коры, почему они и называются каменными метеоритами.
Падение метеорита Падение метеорита. Каменные метеориты представляют обломки наружных оболочек распавшихся небесных тел, а железные — обломки их внутренних частей. Хотя по внешним признакам каменные метеориты и не похожи на наши горные породы, однако по химическому составу близки к базальтам. Химический анализ железных метеоритов подтверждает наши предположения о природе центрального ядра Земли.

Атмосфера Земли

Наши представления о строении Земли будут далеко не полными, если мы ограничимся только ее недрами: Земля окружена прежде всего воздушной оболочкой — атмосферой (от греческих слов: «атмос»— воздух и «сфайра» — шар). Та атмосфера, которой была окружена новорожденная планета, содержала в парообразном состоянии воду будущих океанов Земли. Давление этой первичной атмосферы было поэтому выше современного. По мере охлаждения атмосферы потоки перегретой воды изливались на Землю, давление становилось ниже.
рячие воды создали первичный океан — водную оболочку Земли, иначе гидросферу (от греческого «гидор» — вода), (подробнее: Значение воды в жизни человека). Водная оболочка, покрывая большую часть поверхности земного шара (около 71%), образует единый мировой океан. Исследование глубин океана показало, что очертания его дна меняются. Те данные, которыми мы располагаем в настоящее время о морских глубинах, не могут быть отнесены к первичному океану, так как древнейшие отложения — в большинстве мелководные. Следовательно, в древнейшие эпохи развития нашей планеты преобладали мелкие водоемы, сейчас же мы наблюдаем обратное соотношение.

Литосфера Земли

Наружная твердая оболочка Земного шара называется литосферой Земли (от греческого слова «литос» —камень).

Биосфера Земли

Схемы внутреннего строения Земли будут не полными, если не учитывать роли живых организмов. Они распространяются в атмосфере до 5 километров высоты, в почве — до 5—6 метров и заполняют всю гидросферу, (подробнее: Какая вода в водоеме). В этих пределах и определяется особая, самая тонкая оболочка Земли — биосфера Земли (от греческого «биос» — жизнь). Она представляет для нас исключительный интерес как среда обитания организмов.

Источник: LibTime.ru

Строение земной коры

Большая часть коры снаружи покрыта гидросферой, а меньшая граничит с атмосферой. В соответствии с этим различают земную кору океанического и материкового типов, причем они имеют различное строение.

Материковая (континентальная) земная кора занимает меньшую площадь (около 40 % от всей поверхности Земли), но имеет более сложное строение. Под высокими горами ее толщина достигает 60—70 км. Состоит континентальная кора из 3 слоев — базальтового, гранитного и осадочного. Океаническая земная кора более тонкая — всего 5—7 км. Состоит она из двух слоев: нижнего — базальтового и верхнего — осадочного.

Земная кора наиболее изучена на глубину до 20 км. По результатам анализа многочисленных образцов горных пород и минералов, выходящих на поверхность земли при горообразовательных процессах, а также взятых из горных выработок и глубоких буровых скважин, был вычислен средний состав химических элементов земной коры.

Пограничный слой, разделяющий мантию и кору Земли, называют границей Мохо-ровичича, или поверхностью Мохо, в честь хорватского ученого А. Мохоровичича. Он первым в 1909 г. указал на характерное повеление сейсмических волн при переходе границы, которая прослеживается по всему земному шару на глубине от 5 до 70 км.

Как изучают мантию?

Мантия находится глубоко под Землей, и даже самые глубокие буровые скважины не доходят до нее. Но иногда при прорыве газов через земную кору образуются так называемые кимберлитовые трубки. Через них на поверхность поступают мантийные породы и минералы. Самый знаменитый из них — это алмаз, самый глубокорасположенный фрагмент нашей планеты, который мы можем изучать. Благодаря таким трубкам мы можем судить о строении мантии.

Источник: SiteKid.ru

Земная кора

Земная кора – верхняя часть литосферы, внешняя твердая оболочка Земли.

Земная кора состоит из горных пород и минералов.

Выделяют два типа земной коры:

1. Континентальная (она состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев).

2. Океаническая (она состоит из осадочного и базальтового слоев).

Мантия

На мантию приходится 67% всей массы Земли и 87% ее объема. Выделяют верхнюю и нижнюю мантию. Вещество мантии может перемещаться под давлением. Внутреннее тепло от мантии передается к земной коре.

Ядро

Ядро – самая глубокая часть Земли. Выделяют внешнее жидкое ядро и внутреннее твердое ядро.

Свойства земной коры

Большая часть земной коры покрыта водами океанов и морей. Континентальная земная кора гораздо больше океанической и имеет три слоя. Верхняя часть земной коры нагревается солнечными лучами. На глубине более 20 метров температура практически не меняется, а потом возрастает.

Изучение внутреннего строения Земли

Доступнее всего для изучения человеком – верхняя часть земной коры. Иногда делают глубокие скважины для изучения внутреннего строения земной коры. Самая глубокая скважина – глубиной более 12 км. Помогают изучать земную кору и шахты. Кроме того, внутреннее строение Земли изучают с помощью специальных приборов, методов, снимков из космоса и наук: геофизики, геологии, сейсмологии.

Источник: zen.yandex.ru

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал  методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary — первичные), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary — вторичные). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.

  Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты — если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Сейсмическая модель Земли

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Сейсмическая модель Земли

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км. 

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км. На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга, хотя это название и не является официальным.

Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная, или кристаллическая, кора, образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет  мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя. Верхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км. В её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» — сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Земля схематично

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на два слоя. Верхний слой — подкоровая мантия — простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей. Как следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» — слабый и «sphair» — сфера); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone. Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом.м).

Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы — твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.

Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии, отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Масса оболочек ЗемлиОсновная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.

Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см3; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см3.  В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см3 в подкоровой части до 5,5 г/см3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см3 — происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см3.

Земля схематично

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:

  1. сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

  2. фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);

  3. различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*109 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.

Температура. Источники тепловой энергии

Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0С/км и колеблется от 200 0С/км в областях современного активного магматизма до 5 0С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0С/км, а в мантии – менее 1 0С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Температура

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации, т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло, возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 • 10–4 %, в осадочных породах – 3,2 • 10–4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 • 10–7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло, сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы, обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0С, на глубине 410 км – 1500 0С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0С, на глубине 5150 км – 3300 0С, в центе Земли – 3400 0С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 900) и наименьшим на экваторе (7-80).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe2O4), гематит (Fe2O3), ильменит (FeTiO2), пирротин (Fe1-2S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию — изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака.  Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.

 

Источник: popovgeo.sfedu.ru

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал  методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary — первичные), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary — вторичные). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.

  Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты — если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Сейсмическая модель Земли

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Сейсмическая модель Земли

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км. 

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км. На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга, хотя это название и не является официальным.

Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная, или кристаллическая, кора, образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет  мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя. Верхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км. В её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» — сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Земля схематично

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на два слоя. Верхний слой — подкоровая мантия — простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей. Как следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» — слабый и «sphair» — сфера); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone. Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом.м).

Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы — твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.

Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии, отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Масса оболочек ЗемлиОсновная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.

Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см3; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см3.  В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см3 в подкоровой части до 5,5 г/см3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см3 — происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см3.

Земля схематично

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:

  1. сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

  2. фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);

  3. различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*109 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.

Температура. Источники тепловой энергии

Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0С/км и колеблется от 200 0С/км в областях современного активного магматизма до 5 0С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0С/км, а в мантии – менее 1 0С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Температура

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации, т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло, возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 • 10–4 %, в осадочных породах – 3,2 • 10–4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 • 10–7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло, сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы, обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0С, на глубине 410 км – 1500 0С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0С, на глубине 5150 км – 3300 0С, в центе Земли – 3400 0С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 900) и наименьшим на экваторе (7-80).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe2O4), гематит (Fe2O3), ильменит (FeTiO2), пирротин (Fe1-2S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию — изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака.  Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.

 

Источник: popovgeo.sfedu.ru


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте, как обрабатываются ваши данные комментариев.