Какие существуют способы изучения внутреннего строения земли

Основные сведения о внутреннем строении Земли

География изучает поверхность Земли, строение и состав входящих в нее элементов: как выглядела планета в исторической перспективе, зачем изучать изображения Земли, каковы перспективы развития.

Существует деление внутренней составляющей планеты на слои по механическим или химическим свойствам.

Выделяют три основных слоя в строении планеты Земля:

1. Земная кора.
2. Мантия.
3. Ядро.

Краткие сведения о структуре Земли

Земная кора — наружная часть литосферы. Особенности: континентальная земная кора имеет толщину 30-70 км, а океаническая кора — 5-7 км. Это каменная оболочка земли. Она покрывает всю планету. Состоит из горных пород, минералов и биогенных отложений.

Состав земной коры определяется с помощью химического анализа.

Схема состава земной коры: кремний и кислород + алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, титан и малая доля других элементов.

Большую часть земной коры покрывает вода — гидросфера. Меньшая часть коры взаимодействует с воздушной оболочкой планеты — атмосферой.

Кора под континентами (материковая или континентальная) легче, чем океаническая. Кора под океанами состоит из осадочного и базальтового слоев.

Характеристика слоев континентальной коры:

1. Осадочный — около 10-15 км осадочных пород. Образовался в результате накопления осадков. Осадки: ил, органические остатки, глина, известняк, песок, мел. Этот слой легко поддается выветриванию и вымыванию.
2. Гранитный — около 5-15 км метаморфических пород. Свойства сходны с гранитом. Образовался в результате застывания раскаленной магмы. Является промежуточным слоем земной коры с кристаллической структурой.
3. Базальтовый — около 10-35 км магматических пород. Возник в результате извержения вулканов. Находится на границе с мантией. Структура пород не изучена.

Слои океанической земной коры ограничиваются осадочным и базальтовым слоями.

Литосфера — твердая оболочка Земли. Ее толщина составляет 70 км. В нее входят земная кора и верхняя часть мантии.

Мантию характеризуют слои:

1. Часть литосферы* — холодная, твердая прослойка планеты. Она входит в состав тектонических плит и плавает поверх астеносферы. Не является слоем мантии как таковым.
2. Астеносфера — толщина примерно 200 км. Это полужидкий слой пород, который нагрет теплом. Слой подвижен и пластичен. Тепло выделилось в результате реакций радиоактивного распада. Из астеносферы в земную кору изливается магма. Когда магма застывает на поверхности Земли, она превращается в лаву.
3. Нижняя мантия — толщина составляет около 2500 км. В этом слое высокие температуры, но породы остаются в твердом состоянии из-за возрастающего давления.

Общая толщина мантии составляет около 2900 км.

Мантию иногда называют покрывалом ядра.

Ядро состоит из:

1. Внешнего ядра — толщина 2200 км. Это горячий сплав железа в жидком состоянии. Во внешнем ядре создается магнитное поле Земли: внутреннее ядро как бы плавает во внешнем. Из-за движения и создается магнитное поле, которое защищает Землю от космических излучений. На него же реагирует стрелка компаса.
2. Внутреннего ядра — радиус 1270 км. Это горячий сплав железа и никеля. Большое давление сжимает внутреннюю область до твердого состояния.

В конце XIX века ирландский геофизик Роберт Маллет положил начало науке сейсмологии.

Сейсмологией называется раздел геофизики, который изучает землетрясения, их причины, природу и последствия.

Носителями сейсмологической информации выступают сейсмические волны.

Сейсмические исследования дают представление о слоистой структуре Земли. Определяют физические свойства и динамику недр нашей планеты и других.

Термин сейсмология произошел от греческих слов seismos — колебание, землетрясение и logos — слово, учение.

Серия концентрических слоев становится плотнее ближе к центру. На плотность влияют два фактора: температура и давление. Температура в центре Земли достигает 3 000 °C. На границе между мантией и корой падает до 375 °C. Под действием давления породы твердеют и уплотняются.

Как образовалась столь сложная структура Земли

Происхождение планеты.

Обширное облако газа и пыли начало сжиматься в крупный шар. Силы гравитации притягивали большое количества вещества. Температура и давление в центе нарастали. Большое количество энергии породило термоядерный взрыв. Загорелась звезда.

Эта звезда вращалась и притягивала на свою орбиту небольшие соседние тела. Они слипались в комки.

Земля и Луна родились из хаоса.

Земля образовалась из обломков звезд ранних поколений. Молекулы газа и частицы пыли объединялись. Образовывались глыбы и камни. Они состояли из частиц льда, железа и других веществ, которые были выброшены в космос. Силы притяжения сталкивали частицы и склеивали между собой.

Мелкие частицы соединялись в более крупные — планетезимали. Они сталкивались, разрушались и соединялись. Гравитация объектов росла, все больше вещества образовывалось. Появлялись раскаленные тела — прототипы планет.

Так постепенно возникло ядро планеты Земля.

Земля подвергалась бомбардировкам, сталкивалась с планетами, группами метеоритов. Один из таких ударов мог образовать Луну.

Энергия столкновения могла расплавить верхние слои земной коры и изменить геологию планеты. Земля могла расплавиться до самого ядра. Формирование твердой поверхности началось заново.

Неизвестно, в какой временной промежуток Земля обзавелась корой. Сегодняшняя кора по возрасту достигает 3,8 миллиарда лет. Большинство утесов изменилось под влиянием температур и давления.

Сейчас Земля покрыта несколькими большими жесткими плитами, которые постоянно движутся и трутся друг о друга. Это тектоника плит или платформ. Земные породы постоянно перемешиваются и преобразуются. Без таких процессов у планеты не было бы стабильного климата, запасов нефти и минералов.

Предположения о ядре

Ядро начинается на глубине 2890 км. Его радиус составляет 3470 км.

В ядре принято изображать два слоя: внутреннее ядра и внешнее. Но так было не всегда.

В начале времен планета Земля не обладала структурой. Затем железо и никель устремились к центру планеты. Как это произошло, точно неизвестно. Но есть предположение, что ядро образовалось внезапно, когда тяжелые вещества двигались вглубь планеты. Другие считают, что железо медленно проникало в ядро.

Ядро сформировалось, когда планете было 30-100 миллионов лет. Вихревые движения в жидком ядре запустили 3,5 миллиарда лет назад магнитное поле. Потом в промежутке от 1,5 до 1 миллиарда лет назад температура в центре ядра снизилась. В ядре произошла кристаллизация. Образовалось твердое ядро.

В XVII веке Э. Галлей предположил, что Земля состоит из полого корпуса. Его толщина составила около 500 миль. Две концентрические оболочки образовались вокруг внутреннего ядра. Диаметры соответствовали диаметрам Венеры, Марса и Меркурия. Но перечисленные научные данные из области геофизики, геодезии, астрономии и химии в XIX веке опровергли эту гипотезу.

Методы исследования структуры Земли

Представления о строении Земли, изучение процесса строятся на основании данных топографии, батиметрии и гравиметрии.

Топография — на основе наземных, воздушных и космических съемочных работ изучает методы изображения географических участков местности. На их основе создают топографические карты и планы.

Научная дисциплина может рассматриваться как самостоятельный раздел картографии и геодезии.

Батиметрия — изучает рельеф подводной части мирового океана, озер, рек и т. д. Результатами работы становятся батиметрические съемки нужного региона.

Название дисциплины соединяет греческие термины «глубина» и «мера».

Данные батиметрии используют для навигации и научных изысканий.

Гравиметрия — наука об измерении величин гравитационного поля Земли и других небесных тел.

Данные представляются схемами и таблицами.

Также представления о строении Земли формируются на основе наблюдения горных пород в обнажениях, образцах, которые подняли с больших глубин; анализа сейсмических волн и экспериментах с кристаллическими телами при температурах и давлениях, близких к недрам планеты.

Ядро исследуют с помощью анализа радиоактивных изотопов, которые содержаться в вулканических породах глубоко внутри Земли.

Вещества, которые входят в состав мантии, еще до конца не изучены, сведений мало. Ответы на вопросы находят путем выдвижения гипотез и лабораторных экспериментов.

Мантия находится глубоко под Землей. Самые глубокие буровые скважины не доходят до нее. При прорыве газов через земную кору образуются кимберлитовые трубки. Через них поступают мантийные породы и минералы.

Один из известных — алмаз.

Мантию можно исследовать с помощью нейтрино.

Нейтрино — нейтральные частицы, практически не имеющие массы.

Эти частицы — разновидность антивещества, антинейтрино — выделяются в результате радиоактивного распада урана, тория и других радиоактивных изотопов глубоко под землей.

Анализ земной коры проводят с использованием кремния и алюминия. Их находят в континентальных областях. В сочетании с кислородом они дают гранит. Под океанским дном — базальтовые породы. В них преобладает кремний, магний и железо.

Но чистых образцов пород из мантии добыть не удалось.

Те породы, которые оказываются на поверхности — загрязнены.

При извержении вулканов выбрасываются сгустки мантии. В них содержится оливин и пироксен. В них много магния и железа.

Ученые пытаются узнать истину: строят предположения о составе мантии, используют косвенные доказательства. Они разработали детекторы для обнаружения антинейтрино. Человек становится ближе к пониманию основ.

Внутреннее строение Земли

В строении Земли три основные оболочки: земная кора, мантия и ядро.

Поверхность Земли покрывает каменная оболочка — земная кора. Ее толщина под океанами составляет всего 3–15 км, а на материках доходит до 75 км. Получается, что по отношению ко всей планете земная кора тоньше, чем кожура у персика. Верхний слой коры образован осадочными горными породами, под ним находятся «гранитный» и «базальтовый» слои, которые названы так условно.

Под земной корой располагается мантия. Мантия — внутренняя оболочка, покрывающая ядро Земли. С греческого языка «мантия» переводится как «покрывало». Ученые предполагают, что верхняя часть мантии состоит из плотных пород, то есть она твердая. Однако в ней на глубине 50—250 км от поверхности Земли размещается частично расплавленный слой, который называется магмой. Она сравнительно мягкая и пластичная, способна медленно течь и таким образом перемещаться. Скорость движения магмы невелика — несколько сантиметров в год. Однако это играет решающую роль в движениях земной коры. Температура верхнего слоя магмы — около +2000 °С, а в нижних слоях жар может достигать +5000 °С. Земная кора вместе с верхним слоем раскаленной мантии называется литосферой.

Под мантией, на глубине около 2900 км от поверхности, скрыто ядро Земли. Оно имеет форму шара радиусом почти 3500 км. В ядре выделяют внешнюю и внутреннюю часть, которые отличаются по составу, температуре и плотности. Внутреннее ядро — самая горячая и плотная часть нашей планеты, состоящая, как полагают ученые, в основном из железа и никеля. Во внутреннем ядре давление столь велико, что оно, несмотря на огромную температуру (+6000…+10 000 °С), представляет собой твердое тело. Внешнее ядро находится в жидком состоянии, его температура — 4300 °С.

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.

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.

Методы изучения внутреннего строения Земли

М етоды изучения внутреннего строения Земли: изучение обнажения горных пород, бурение скважин, сейсмическая разведка

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, шахтах и скважинах.

•Геофизические методы дают сведения о глубинном строении планеты по закономерностям изменения с глубиной различных физических параметров, измеряемых при геофизических исследованиях, в первую очередь — результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн.

1. Изучение обнажения горных пород

Одним из главных геологических методов является метод непосредственного наблюдения и всестороннего исследования вещества слагающего земную кору. Он основан на изучении естественных обложениях горных пород на склонах, горах, равнин, морей, керно-буровых скважинах.

Породы в обнажении обычно скрыты тонким слоем осыпи, поэтому прежде всего его очищают от лишнего материала. При изучении обнажения обращают внимание на то, какими породами оно сложено, каковы состав и мощность этих пород, порядок их залегания

Обнажение тщательно описывают, зарисовывают или фотографируют. Из каждого пласта берут пробы для дальнейшего изучения в лаборатории. Лабораторный анализ проб необходим для того, чтобы определить химический состав пород, их происхождение и возраст.

Предназначены для выявления физических полей и не объясняют закономерности размещения вещества, так как одними и теми же физическими свойствами могут обладать разные горные породы, а расшифровка геофизических результатов неоднозначна.

2. Бурение скважин

Бурение скважин позволяет глубже проникнуть в толщу Земли. При бурении извлекают образцы пород – керн. А затем на основании изучения керна определяют состав, строение, залегание пород и строят чертеж пробуренной толщи – геологический разрез местности. Сопоставление многих разрезов дает возможность установить, как залегают породы, и составить геологическую карту территории.

Недостаток и наблюдения обнажений и буровых работ состоят в том, что они позволяют изучить только тонкую пленку земной поверхности.

3. Сейсмический метод (Сейсмическая разведка)

Основан на изучении скорости распределения упругих волн, которые возникают при землетрясениях или искусственных взрывах.

Используют 2 типа волн:

•Продольные. (Р-волны (первичные)) – самые быстрые. Возникают как реакциясреды на изменение объема.Распространены в жидких и теплых телах.

•Поперечные. (S-волны (вторичные)) – боле медленные, представляют собой реакцию среды на изменение формы. Распространяются в твёрдых телах.

Если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, преломление и отражение, то на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

На границах сред с разными свойствами — преломление волн, а на границах резких изменений свойств — возникают отраженные и обменные волны.

Искусственно возбуждая волны на поверхности Земли путем взрывов, сейсмологи фиксируют время, за которое отраженные волны вернулись назад. Для этих целей применяется прибор-самописец – сейсмограф.

Сейсмический метод дает возможность «проникнуть» на большие глубины. В основе этого метода лежит представление о том, что сейсмические волны в средах разной плотности распространяются с неодинаковой скоростью: чем плотнее среда, тем больше скорость. На границе двух сред часть волн отражается и подобно кругам на воде идет обратно, а другая – распространяется дальше.

Внутреннее строение и геофизические особенности Земли

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.

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.

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

Основная 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/см 3 ; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см 3 . 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/см 3 в подкоровой части до 5,5 г/см 3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см 3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см 3 — 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/см 3 .

Давление

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

сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

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

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

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*10 9 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 0 С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0 С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0 С/км и колеблется от 200 0 С/км в областях современного активного магматизма до 5 0 С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0 С/км, а в мантии – менее 1 0 С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

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 0 С, на глубине 410 км – 1500 0 С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0 С, на глубине 5150 км – 3300 0 С, в центе Земли – 3400 0 С. 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 90 0 ) и наименьшим на экваторе (7-8 0 ).

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 (Fe_1-2S) 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.