Какой слой земли имеет самую большую мощность. Химический состав Земли

Оболочечное строение Земли. Физическое состояние (плотность, давление, температура), химический состав, движение сейсмических волн во внутренних частях Земли. Земной магнетизм. Источники внутренней энергии планеты. Возраст Земли. Геохронология.

Земля, как и другие планеты, имеет оболочечное строение. При прохождении сквозь тело Земли сейсмических волн (продольных и поперечных) скорости их на некоторых глубинных уровнях заметно меняются (причем скачкообразно), что свидетельствует об изменении свойств проходимой волнами среды. Современные представления о распределении плотности и давления внутри Земли даны в таблице.

Изменение плотности и давления с глубиной внутри Земли

(С.В Калесник, 1955)

Из таблицы видно, что в центре Земли плотность достигает 17,2 г/см 3 и что она особенно резким скачком (от 5,7 к 9,4) меняется на глубине 2900 км, а затем на глубине 5 тыс. км. Первый скачок позволяет выделить плотное ядро, а второй – подразделить это ядро на внешнюю (2900-5000 км) и внутреннюю (от 5 тыс. км до центра) части.

Зависимость скорости продольных и поперечных волн от глубины

Таким образом, имеется в сущности два резких перелома скоростей: на глубине 60 км и на глубине 2900 км. Иными словами отчетливо обособляются земная кора и внутреннее ядро. В промежуточном между ними поясе, а также внутри ядра налицо лишь изменение темпа увеличения скоростей. Видно также, что Земля до глубины 2900 км находится в твердом состоянии, т.к. через эту толщу свободно проходят поперечные упругие волны (волны сдвига), которые только и могут возникать и распространятся в твердой среде. Прохождение поперечных волн сквозь ядро не наблюдалось и это давало основания считать его жидким. Однако новейшие расчеты показывают, что модуль сдвига в ядре невелик, но все же не равен нулю (как это характерно для жидкости) и, стало быть, ядро Земли ближе к твердому, чем жидкому состоянию. Разумеется, в данном случае понятия «твердого» и «жидкого» нельзя отождествлять с аналогичными понятиями, применяемыми к агрегатным состояниям вещества наземной поверхности: внутри Земли господствуют высокие температуры и огромные давления.

Таким образом, во внутреннем строении Земли выделяют земную кору, мантию и ядро.

Земная кора – первая оболочка твердого тела Земли, имеет мощность 30-40 км. По объему она составляет 1,2% объема Земли, по массе – 0,4%, средняя плотность равна 2,7 г/см 3 . Состоит преимущественно из гранитов; осадочные породы в ней имеют подчиненное значение. Гранитная оболочка, в составе которой огромную роль играют кремний и алюминий, называется «сиалической» («сиаль»). От мантии земная кора отделена сейсмическим разделом, названнымграницей Мохо , от фамилии сербского геофизика А. Мохоровичича (1857-1936), открывшего этот «сейсмический раздел». Эта граница четкая и наблюдается во всех местах Земли на глубинах от 5 до 90 км. Раздел Мохо не является просто границей между породами различного типа, а представляет собой плоскость фазового перехода между эклогитами и габбро мантии и базальтами земной коры. При переходе из мантии в кору давление так падает, что габбро переходят в базальты (кремний, алюминий + магний – «сима» - силиций+магний). Переход сопровождается увеличением объема на 15% и, соответственно, уменьшением плотности. Поверхность Мохо считают нижней границей земной коры. Важная особенность этой поверхности состоит в том, что она в общих чертах представляет собой как бы зеркальное отражение рельефа земной поверхности: под океанами она выше, под континентальными равнинами ниже, под наиболее высокими горами опускается ниже всего (это так называемые корни гор).

Выделяют четыре типа земной коры, они соответствуют четырем наиболее крупным формам поверхности Земли. Первый тип называется материковым, его мощность 30-40 км, под молодыми горами она увеличивается до 80 км. Этот тип земной коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление ее на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Осадочный слой , толщиной до 15-20 км, сложен слоистыми осадками (преобладают глины и глинистые сланцы, широко представлены песчаные, карбонатные и вулканогенные породы). Гранитный слой (мощность 10-15 км) состоит из метаморфических и изверженных кислых пород с содержанием кремнезема свыше 65 %, близких по своим свойствам к граниту; наиболее распространены гнейсы, гранодиориты и диориты, граниты, кристаллические сланцы). Нижний слой, наиболее плотный, толщиной 15-35 км, получил название базальтового за сходство с базальтами. Средняя плотность материковой коры 2,7 г/см 3 . Между гранитным и базальтовым слоями лежит граница Конрада, названная по фамилии открывшего ее австрийского геофизика. Название слоев – гранитный и базальтовый – условны, они даны по скоростям прохождения сейсмических волн. Современное название слоев несколько иное (Е.В. Хаин, М.Г. Ломизе): второй слой называется гранитно-метаморфическим, т.к. собственно гранитов в нем почти нет, сложен он гнейсами и кристаллическими сланцами. Третий слой – гранулитобазитовый, его образуют сильнометаморфизованные горные породы.

Второй тип земной коры – переходный, или геосинклинальный – соответствует переходным зонам (геосинклиналям). Расположены переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки. Имеют следующее классическое строение: котловина окраинного моря, островные дуги и глубоководный желоб. Под котловинами морей и глубоководными желобами нет гранитного слоя, земная кора состоит из осадочного слоя повышенной мощности и базальтового. Гранитный слой появляется только в островных дугах. Средняя мощность геосинклинального типа земной коры 15-30 км.

Третий тип – океаническая земная кора, соответствует ложу океана, мощность коры 5-10 км. Имеет двухслойное строение: первый слой – осадочный, образован глинисто-кремнисто-карбонатными породами; второй слой состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой, состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры.

Четвертый тип – рифтогенная земная кора, она характерна для срединно-океанических хребтов, ее мощность 1,5-2 км. В срединно-океанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Мощность осадочного слоя 1-2 км, базальтовый слой в рифтовых долинах выклинивается.

Существуют понятия «земная кора» и «литосфера». Литосфера – каменная оболочка Земли, образованная земной корой и частью верхней мантии. Мощность ее составляет 150-200 км, ограничена астеносферой. Только верхняя часть литосферы называется земной корой.

Мантия по объему составляет 83% объема Земли и 68% ее массы. Плотность вещества возрастает до 5,7 г/см 3 . На границе с ядром температура увеличивается до 3800 0 С, давление – до 1,4 х 10 11 Па. Выделяют верхнюю мантию до глубины 900 км и нижнюю – до 2900 км. В верхней мантии на глубине 150-200 км присутствует астеносферный слой. Астеносфера (греч. asthenes – слабый) – слой пониженной твердости и прочности в верхней мантии Земли. Астеносфера – основной источник магмы, в ней располагаются очаги питания вулканов и происходит перемещение литосферных плит.

Ядро занимает 16% объема и 31% массы планеты. Температура в нем достигает 5000 0 С, давление – 37 х 10 11 Па, плотность – 16 г/см 3 . Ядро делится на внешнее, до глубины 5100 км, и внутреннее. Внешнее ядро – расплавленное, состоит из железа или металлизованных силикатов, внутреннее – твердое, железоникелевое.

От плотности вещества зависит масса небесного тела, масса определяет размеры Земли и силу тяжести. Наша планета имеет достаточные размеры и силу тяжести, она удержала гидросферу и атмосферу. В ядре Земли происходит металлизация вещества, обусловливая образование электрических токов и магнитосферы.

Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее существенное влияние на ГО оказывают гравитационное и магнитное.

Гравитационное поле на Земле – это поле силы тяжести. Сила тяжести – равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет 1/288 от силы тяжести. Сила тяжести на земле в основном зависит от силы притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс внутри Земли и на поверхности. Сила тяжести действует повсеместно на земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от поверхности вверх (на высоте 36 000 км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).

Нормальным гравитационным полем Земли называется такое, которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с равномерным распределением масс. Напряженность реального поля в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу и должны бы вызвать положительные аномалии, океанические впадины, наоборот – отрицательные. Но на самом деле земная кора находится в изостатическом равновесии.

Изостазия (от греч. isostasios – равный по весу) – уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г. английским ученым Г.Б. Эйри. Благодаря изостазии избытку масс выше теоретического уровня равновесия соответствует недостаток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине (100-150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где еще полностью компенсация не произошла, наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение наносов, под их тяжестью дно океанов прогибается. С другой стороны, горы разрушаются, высота их уменьшается, значит уменьшается и масса.

Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из ведущих эндогенных сил. Благодаря ей выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть гор выше 9 км. Сила тяжести удерживает газовую и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы – водорода и гелия. Давление масс вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию – источник внутренних (эндогенных) процессов, перестраивающих литосферу.

Тепловой режим поверхностного слоя земной коры (в среднем до 30 м) имеет температуру, определяемую солнечным теплом. Это гелиометрический слой , испытывающий сезонные колебания температуры. Ниже – еще более тонкий горизонт постоянной температуры (около 20 м), соответствующий среднегодовой температуре места наблюдения. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает – геотермический слой . Для количественного определения величины этого нарастания двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом (колеблется от 0,1 до 0,01 0 С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания), а расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1 0 , называется геотермической ступенью (колеблется от 10 до 100 м/ 0 С).

Земной магнетизм – свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызванного процессами, происходящими на границе ядро-мантия. Впервые о том, что Земля – магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта.

Магнитосфера – область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы.

В основе образования магнитного поля лежат внутренние и внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благодаря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Магнитные карты составляются на пятилетний срок – магнитную эпоху.

Нормальное магнитное поле было бы у Земли, будь она однородно намагниченным шаром. Земля в первом приближении представляет собой магнитный диполь – это стержень, концы которого имеют противоположные магнитные полюса. Места пересечения магнитной оси диполя с земной поверхностью называются геомагнитными полюсами . Геомагнитные полюсы не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7-8 км/год. Отклонения реального магнитного поля от нормального (теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (КМА) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.

Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью. Магнитное склонение - угол между географическим меридианом и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к востоку от географического, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Магнитное наклонение - угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до 90 0 . Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая составляет на экваторе 20-28 А/м, на полюсе – 48-56 А/м.

Магнитосфера имеет каплевидную форму. На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли, на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов. Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов, имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до 10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и вызывая полярные сияния.

Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться в пространстве туристам, кораблям.

Возраст Земли. Геохронология.

Земля возникла как холодное тело из скопления твердых частиц и тел, подобных астероидам. Среди частиц были и радиоактивные. Попав внутрь Земли, они там распадались с выделением тепла. Пока размеры Земли были невелики, тепло легко уходило в межпланетное пространство. Но с нарастанием объема Земли производство радиоактивного тепла стало превышать его утечку, оно накапливалось и разогревало недра планеты, приводя их в размягченное. Пластическое состояние, которое и открыло возможности для гравитационной дифференциации вещества – всплывания более легких минеральных масс к поверхности и постепенного опускания более тяжелых – к центру. Интенсивность дифференциации с глубиной затухала, т.к. в этом же направлении в связи с увеличением давления возрастала вязкость вещества. Земное ядро не было захвачено дифференциацией, сохранило свой первозданный силикатный состав. Но резко уплотнилось из-за высочайшего давления, превысившего миллион атмосфер.

Возраст Земли устанавливается с помощью радиоактивного метода, применять его можно только к породам, содержащим радиоактивные элементы. Если считать, что весь аргон на Земле – продукт распада калия-49, то возраст Земли будет не менее 4 млрд. лет. Подсчеты О.Ю. Шмидта дают еще более высокую цифру – 7,6 млрд. лет. В.И. Баранов для исчисления возраста Земли взял отношение между современными количествами урана-238 и актиноурана (урана-235) в горных породах и минералах и получил возраст урана (вещества, из которого потом возникла планета) 5-7 млрд. лет.

Таким образом, возраст Земли определяется в интервале 4-6 млрд. лет. Историю развития земной поверхности удается пока непосредственно восстановить в общих чертах лишь начиная с тех времен, от которых сохранились древнейшие горные породы, т.е примерно за 3 – 3,5 млрд. лет (Калесник С.В.).

Историю Земли обычно делят на два эона: криптозой (скрытый и жизнь: нет останков скелетной фауны) и фанерозой (явный и жизнь). Криптозой включает две эры: архей и протерозой. Фанерозой охватывает последние 570 млн. лет, в нем выделяют палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры, которые, в свою очередь, делятся на периоды. Часто весь период до фанерозоя называют докембрием (кембрий – первый период палеозойской эры).

Периоды палеозойской эры:

Периоды мезозойской эры:

Периоды кайнозойской эры:

Палеоген (эпохи – палеоцен, эоцен, олигоцен)

Неоген (эпохи – миоцен, плиоцен)

Четвертичный (эпохи – плейстоцен и голоцен).

Выводы:

1.В основе всех проявлений внутренней жизни Земли лежат преобразования тепловой энергии.

2.В земной коре температура с удалением от поверхности возрастает (геотермический градиент).

3.Теплота Земли имеет своим источником распад радиоактивных элементов.

4.Плотность вещества Земли с глубиной увеличивается от 2,7 на поверхности до 17,2 в центральных частях. Давление в центре Земли достигает 3 млн. атм. Плотность увеличивается скачкообразно на глубинах 60 и 2900 км. Отсюда вывод – Земля состоит из объемлющих друг друга концентрических оболочек.

5.Земная кора слагается преимущественно породами типа гранитов, которые подстилаются породами типа базальтов. Возраст земли определяется в 4-6 млрд. лет.

Как часто в поисках ответов на свои вопросы, о том, как устроен мир, мы смотрим вверх на небо, солнце, звезды, заглядываем далеко-далеко за сотни световых лет в поисках новых галактик. А ведь, если посмотреть под ноги, то под ногами существует целый подземный мир из которого состоит наша планета - Земля!

Недра Земли это тот самый загадочный мир под ногами, подземный организм нашей Земли, на которой мы живем, строим дома, прокладываем дороги, мосты и многие тысячи лет осваиваем территории родной планеты.

Этот мир - тайные глубины недр Земли!

Строение Земли

Наша планета относится к планетам земной группы, и так же, как и другие планеты, состоит из слоёв. Поверхность Земли состоит из твердой оболочки земной коры, глубже находится крайне вязкая мантия, а в центре расположено металлическое ядро, которое состоит из двух частей, внешняя - жидкая, внутренняя - твердая.

Интересно, многие объекты Вселенной настолько хорошо изучены, что о них знает каждый школьник, в космос на далекие сотни тысяч километров отправляются космические аппараты, но в самые глубинные недра нашей планеты по прежнему забраться остается непосильной задачей, поэтому то что находится под поверхностью Земли по прежнему остается большой загадкой.

На самом деле, это довольно простой вопрос, конечно, если хоть чуть-чуть представлять себе строение нашей планеты. В общем, для тех, кто пропускал географию, я не только отвечу, но еще и кратко расскажу о том, как устроена наша Земля. :)

Мощность внутренних слоев Земли

Наша планета, впрочем как и большинство других, далеко неоднородна, а представлена в виде «пирога» - расположенных друг над другом слоев. Согласно тем данным, которые получены при изучении внутреннего строения планеты, ученые смогли рассчитать приблизительную мощность каждого:

• ядро - суммарный радиус жидкой и твердой частей составляет 3500 км.;
• мантия - толщина слоя не более 2900 км.;
• кора - варьируется в пределах 10-120 км.

Таким образом, получается, что самый мощный - мантия - до 85% общей массы Земли.

Строение планеты Земля

Итак, в центральной ее части расположено ядро. Как считает большинство ученых, оно представлено двумя частями: внешней и внутренней. При этом внутренняя часть является твердой, чего не скажешь о внешнем слое. Однако это всего лишь гипотеза, основанная на длительном исследовании и глубоком анализе. Но не вызывает сомнения тот факт, что основное вещество ядра, а вернее его внутренней части, представлено железом - до 38%. Что касается внешнего слоя, то он образован медленно вращающимися потоками железа и никеля. Кстати, именно с этой особенностью связывают такое явление, как магнитное поле планеты.

Далее, по направлению к поверхности, расположена мантия - до 85% всего объема Земли, что, по сути, делает эту часть самой большой. Подавляющая часть ее представлена твердым веществом, однако верхний отдел - до 100 километров, является вязким и покрыт корой - внешней, крепкой оболочкой. В ней выделяют следующие слои:

• базальтовый;
• гранитный;
• осадочный.

Кроме этого, различают покрытую водой океаническую кору и ту, что стала основой континентов - континентальную. У каждого вида есть определенные особенности, однако главное отличие заключается в отсутствии гранитной прослойки в океаническом типе.

Земля, так же, как и многие другие планеты, имеет слоистое внутреннее строение. Наша планета состоит из трех основных слоев. Внутренний слой – это ядро, наружный – земная кора, а между ними размещена мантия.

Ядро представляет собой центральную часть Земли и расположено на глубине 3000-6000 км. Радиус ядра составляет 3500 км. По мнению ученых, ядро состоит из двух частей: внешней – вероятно, жидкой, и внутренней - твердой. Температура ядра составляет около 5000 градусов. Современные представления о ядре нашей планеты получены в ходе длительных исследований и анализа полученных данных. Так, доказано, что в ядре планеты содержание железа достигает 35%, что обусловливает его характерные сейсмические свойства. Внешняя часть ядра представлена вращающимися потоками никеля и железа, которые хорошо проводят электрический ток.Происхождение магнитного поля Земли связано именно с этой частью ядра, так как глобальное магнитное поле создается электрическими токами, протекающими в жидком веществе внешнего ядра. Из-за очень высокой температуры внешнее ядро оказывает значительное влияние на соприкасающиеся с ним участки мантии. В некоторых местах возникают громадные тепломассопотоки, направленные к поверхности Земли. Внутреннее ядро Земли твердое, также имеет высокую температуру. Ученые полагают, что такое состояние внутренней части ядра обеспечивается очень высоким давлением в центре Земли, достигающим 3 млн. атмосфер. При увеличении расстояния от поверхности Земли повышается сжатие веществ, при этом многие из которых переходят в металлическое состояние.

Промежуточный слой – мантия – покрывает ядро. Мантия занимает около 80% объема нашей планеты, это самая большая часть Земли. Мантия расположена кверху от ядра, но не достигает поверхности Земли, снаружи она соприкасается с земной корой. В основном, вещество мантии находится в твердом состоянии, кроме верхнего вязкого слоя толщиной примерно 80 км. Это астеносфера, в переводе с греческого языка означает «слабый шар». По мнению ученых, вещество мантии непрерывно движется. При увеличении расстояния от земной коры в сторону ядра происходит переход вещества мантии в более плотное состояние.

Снаружи мантию покрывает земная кора – внешняя прочная оболочка. Ее толщина варьирует от нескольких километров под океанами до нескольких десятков километров в горных массивах. На долю земной коры приходится всего 0,5% общей массы нашей планеты. В состав коры входят оксиды кремния, железа, алюминия, щелочных металлов. Континентальная земная кора делится на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Океаническая земная кора состоит из осадочного и базальтового слоев.

Литосферу Земли формирует земная кора вместе с верхним слоем мантии. Литосфера слагается из тектонических литосферных плит, которые как будто «скользят» по астеносфере со скоростью от 20 до 75 мм в год. Двигающиеся друг относительно друга литосферные плиты различны по величине, а кинематику передвижения определяет тектоника плит.

Видео презентация "Внутреннее строение Земли":

Презентация "География как наука"

Похожие материалы:

Главная особенность строения Земли – неоднородность физических свойств и дифференцированность состава вещества по радиусу с обособлением ряда оболочек. Непосредственному наблюдению доступны верхние горизонты земной коры (до глубин 15-20 км), которые вскрыты рудниками, шахтами и буровыми скважинами. Более глубокие зоны Земли исследуют с помощью комплекса геофизических методов (особое значение имеет сейсмический метод).

На основании сейсмических данных выделяют три области Земли.

Земная кора «Сиаль» (слой А по Буллену) – твердая верхняя оболочка Земли. Мощность 5-12 км под водами океанов, 30-40 км в равнинных областях и до 50-75 км в горных районах.

Мантия Земли (Сима) – ниже ЗК до глубины 2900км. Мантия подразделяется на верхнюю В и С (до 900-1000 км) и нижнюю(900-1000 до 2900 км) мантии.

Ядро Земли (Нифе). Выделяют внешнее ядро (Е) до 4980 км, переходный слой 4980-5120 км и внутреннее ядро ниже 5120 км.

ЗК отделяется от мантии достаточно резкой сейсмической границей. Этот раздел называется границей Мохоровичича.

Астеносфера – слой относительно менее плотных пород в слое В верхней мантии. Здесь наблюдается снижение скорости сейсмических волн и повышение электропроводности. Глубины астеносферного слоя различны.

Литосфера – это твердый надастеносферный слой мантии вместе с ЗК.

Земная кора . Выделяют 4 типа: континентальный, океанический, субконтинентальный, субокеанический.

Континентальный тип. Мощность его: равнины (35-40 км), горы (55-70 км). В строении участвуют осадочный слой, гранитный и базальтовый. Осадочный слой представлен осадочными породами. Гранитный – гранитами, гранитомагнитами, метаморфизованными породами. Базальтовый – базальтовыми породами.

Океанический тип, характерный для ложа Мирового океана. Мощность колеблется от 5 до 12 км. Состоит из трех слоев: осадочного (рыхлые морские осадки), базальтового (базальтовые лавы), габбро-серпентинитовым (породы магматические и основного состава).

Субконтинентальный тип. Близок к континентальному. Распространен на окраинах материков и в области островных дуг. Представлен следующими слоями: осадочно-вулканическим (0,5-5 км), гранитным (до 10 км), базальтовым (15-40 км).

Субокеанический тип. Приурочен к котловинам окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и т.д.). По строению близок к океаническому, но отличается от него повышенной мощностью осадочного слоя. В ряде случаев его мощность достигает 10 км.

Мантия . Слой В (слой Гуттенберга) – твердое агрегатное состояние, глубина до 410 км, плотность 4,3 г/см3. Слой С (слой Голицына) – 400-1000 км, выделяется по геофизике. Слой D (нижняя мантия) – D’ (1000-2700 км) и D” (2700-2900 км) имеет высокую плотность, там происходит дифференциация вещества, что сопровождается освобождением большого количества энергии.

Ядро . Слой Е (внеш.ядро) – глубина 2900-4980 км, жидкое агрегатное состояние, плотность 10 г/см3. Слой F (между внешним и внутренним ядром) – 4980-5120 км, твердое агрегатное состояние. Слой G (центральное ядро) – хим.состав Fe 90%, Ni 10%, твердое агрегатное состояние, близкое к плавлению из-за высокого давления, плотность 13-14 г/см3.

Классификация и основные признаки осадочных горных пород

Осадочные горные породы образуются в поверхностной части ЗК в результате разрушения и переотложения ранее существовавших горных пород (песчаник, глина), выпадения осадков из водных растворов (каменная соль, гипс) и жизнедеятельности организмов и растений (коралловые известнякм, уголь).

Осадочные породы менее плотные, чем магматические и метаморфические, часто пористые. Они залегают в виде пластов, толщи их характеризуются слоистостью. Осад.г.п.содержат ископаемые остатки организмов, а некоторые из них целиком состоят из раковин. В осад.г.п.заключено подавляющее большинство скоплений нефти и газа.

Все осадочные горные породы подразделяются на обломочные, глинистые, хемогенные, органогенные и смешанные.

Обломочные осад.г.п.образуются за счет накопления продуктов механического разрушения ранее существовавших пород. Глинистые породы на 50% и более состоят из глинистых минералов и тонкодисперсного материала (<0,01 мм) - пелита. Группу хемогенных составляют породы, образовавшиеся в результате выпадения из истинных и коллоидных водных растворов. Осаждение их чаще всего происходит в лагунах и озерах. В группу органогенных выделяют продукты жизнедеятельности организмов, главным образом, скелетные остатки морских, реже пресноводных беспозвоночных.

Обломочные и глинистые породы . По величине слагающих обломков различают грубообломочные, песчаные, алевритовые и пелитовые обломочные породы.

Глинистые породы занимают промежуточное положение между чисто химическими и обломочными породами. При классификации обломочных пород учитывают также форму обломков (окатанные и неокатанные), а также наличие или отсутствие цементирующего материала. Грубые обломки накапливаются вблизи разрушающихся горных пород. По мере удаления встречаются среднеобломочные (песчаные), мелкообломочные (алевритовые) и тонкообломочные (пелитовые) породы. Из обломочных и глинистых пород наиболее распространены песчаники, алевролиты и глины.

Хемогенные породы . В эту группу включают известняки, каменную соль, гипс и др.мономинеральные породы. Характерная их особенность - отсутствие органических остатков. Образуются они в результате выпадения солей из водных растворов.

Органогенные породы . Представлены известняками-ракушечниками, писчим мелом, а также углями, асфальтом, горючими сланцами и др. Они образуются в результате накопления органических остатков после отмирания животных и растений. В одних породах эти остатки видны не вооруженным глазом. Другие породы, например, писчий мел, сложены твердыми известковыми скелетами микроорганизмов. И, наконец, третьи (угли, асфальты и др) представляют собой горные породы, в которых наряду с минеральной составляющей имеются вещества органического происхождения.

Породы смешанного происхождения . Эта группа пород включает мергели, песчаные и глинистые известняки и др. Такие породы состоят из обломочного и какого-либо другого материала (химического или органического происхождения).

Физические поля Земли

Физические поля, создаваемые планетой в целом и отдельными изолиро­ванными телами, определяются совокупностью присущих каждому физическому объекту свойств. Именно поэтому особенно важное значение имеет изучение геофизических полей при исследовании физических свойств горных пород в образцах и массивах.

Гравитационное поле

Природа и характеристики гравитационного поля . Огромная масса Земли является причиной существования сил притяжения, которые воздействуют на все тела и предметы, находящиеся на ее поверхности. Пространство, в пределах которого проявляются силы притяжения Зем­ли, называется полем силы тяжести или гравитационным полем. Оно отражает характер распределения масс в недрах планеты и тесно связано с фигурой Земли. Для каждой точки земной поверхности характерна своя величина силы тяжести; в центре Земли сила тяжести равна нулю.Величина силы тяжести выражается в галах. Характеристики гравитационного поля измеряют с помощью гравимет­ров, реже маятниковыми приборами.

Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли равно 979,7 гал. Величина силы тяжести закономерно возрастает от экватора к полюсам - от 978,04 до 983,24 гал. Для каждой точки земной поверх­ности в предположении однородности масс может быть вычислена теоре­тическая величина силы тяжести. Отклонения фактических значений силы тяжести от теоретически рассчи­танных, обусловленных неравномерным распределением масс и другими причинами, называют гравитационными аномалиями. Существенной особенностью гравитационного поля Земли является его сравнительное постоянство на определенных интервалах времени. При различных геотектонических процессах, приводящих к перемеще­нию масс и частичной перестройке структуры Земли, происходят изме­нения и в гравитационном поле. При этом по характеру, направлению и величине изменений элементов поля можно судить об особенностях тектонических процессов и их результатах. Выделяют региональные и локальные аномалии гравитационного поля. Первые занимают площади в десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (десятки - сотни миллигал). В пределах региональных аномалий проявляются локальные.

Закономерности распределения характеристик гравитационного по­ ля. Характер гравитационного поля основных структурных элементов земной коры в настоящее время считается установленным. Гравитацион­ ное поле платформенных областей со спокойным рельефом независимо от возраста кристаллического фундамента однотипно по своему харак­теру. На платформах фиксируется чередование небольших по площади положительных и отрицательных аномалий интенсивностью в десятки миллигал. Аномалии этого типа обусловлены в основном строением (распределением масс) кристаллического фундамента платформ и бо­лее глубоких горизонтов земной коры, расположенных на глубине первых десятков километров. Гравитационное поле горноскладчатых областей отличается неодно­родностью и сложным строением, зависящим от возраста (этапа гео­синклинального развития).

Изучение гравитационных полей проводится с целью выявления особенностей строения земной коры, выделения крупных тектонических нарушений, тектонического районирования земной коры, установления границ нефтегазоносных, угленосных ирудоносных зон и областей, а также для поисков и разведки месторождений полезных ископаемых (железа, хромитов, меди, полиметаллов, серы, минеральных со­лей и др.).

Тепловое поле

Природа теплового поля. Тепловой режим Земли весьма сложен, пос­кольку планета находится во взаимодействии двух противоположно направленных процессов - одновременно поглощает и излучает тепло. Тепловое поле образуется за счет внешних и внутренних источников.Главным источником внешней энергии является солнечное излучение. Лучистая энергия Солнца, получаемая земной поверхностью, сос­тавляет в среднем 8,4 Дж/ (см 2 мин).

Источниками внутреннего тепла Земли являются: радиоактивный распад элементов; энергия гравитационной дифференциации вещества; остаточное тепло, сохранившееся со времен формирования планеты; экзотермический эффект полиморфных, электронных, фазовых перехо­дов и химических реакций; тепло, связанное с действием нейтрино; упругая энергия, высвобождаемая землетрясениями; теплота, обуслов­ленная процессами приливного трения, и др. В настоящее время прибли­женно оценены величины внутренней теплоты Земли и установлено, что наиболее важным из них является радиоактивность химических эле­ментов Земли, основная часть которых сосредоточена в верхней части планеты.

Строение теплового поля . Земную кору по температурным условиям делят на верхнюю (гелиотермическую) и нижнюю (геотермическую) зо­ны. В верхней зоне (до 30 - 40 м) сказывается влияние проникающего солнечного тепла. Температурные условия геотермической зоны опреде­ляются глубинным теплом. Среди колебаний температуры, вызываемых солнечной.радиацией, различают суточные, сезонные, годовые и вековые. Чем больше период колебаний поверхностных температур, тем глубже эти колебания проникают в недра.

Практическое использование тепла Земли. В современных условиях тепловая энергия недр становится конкурентоспособной с традиционными источниками энергии (уголь, нефть, газ, ядерное топливо). Кроме того, разработки геотермальных месторождений (термальные воды). Изучение теплового поля Земли необходимо также для прогнозиро­вания условий подземной разработки угольных и рудных месторожде­ний. Наконец, тепловой режим недр является индикатором месторожде­ний горючих полезных ископаемых исульфидных руд. Поэтому парамет­ры аномального теплового поля используются при поисково-разведоч­ных работах.

Магнитное поле.

Природа, строение и характеристики магнитного поля . Вокруг земного шара и внутри него существует магнитное поле. По данным космических исследований, оно простирается за пределы планеты на расстояние, превышающее десятикратный радиус Земли, образуя магнитосферу.

Магнитное поле Земли влияет на ориентировку ферромагнитных минералов (магнетита, ильменита, титаномагнетита, гематита, пирроти­на) в горных породах. Это влияние осуществляется, когда твердые ферромагнитные минералы плавают в расплаве при застывании извер­женных пород, или в растворе при образовании осадочных пород. Силь­нее всего реагируют на магнитное поле Земли ультраосновные и основ­ные изверженные породы (базальты, габбро, перидотиты, серпентиниты) и красноцветные континентальные пески осадочного генезиса. На основа­нии изучения ориентировки ферромагнитных минералов (но только в совершенно неизмененных и недислоцированных породах) можно опре­делить направление магнитного поля в период образования соответствую­щей горной породы. Эти исследования палеомагнетизма, т.е. "ископае­мой" намагниченности пород, в настоящее время приобретают большое значение.

По магнитным свойствам горные породы существенно различаются и могут быть разделены на высокомагнитные, слабомагнитные и прак­тически немагнитные. Как правило, с уменьшением основности пород ослабевают их магнитные свойства, которые по этому признаку могут быть составлены в следующий ряд: ультраосновные, основные, средние и кислые магматические образования, терригенные, органогенные и гид­рохимические осадочные породы.

Поскольку породы с повышенными магнитными свойствами обычно образуют изолированные тела и пласты среди слабомагнитных пород, мор­фология их выделения определяет структуру и форму магнитных аномалий. Региональные и локальные маг­нитные аномалии отличаются друг от друга порядками, интенсивностью, градиентами, площадями, протяжен­ностью, очертаниями в плане и вер­тикальном разрезе.

К числу крупнейших в мире локальных магнитных аномалий принад­лежит Курская, обусловленная сравнительно неглубоким залеганием железистых кварцитов. Здесь значения магнитного склонения меняются от 10 до 180°, а наклонения от 40 до 90°.

Изучение аномального магнитного поля, получаемого в результате аэромагнитных, гидромагнитных и наземных съемок, в настоящее время широко используется для исследования строения земной коры, для поисков и разведки разнообразных полезных ископаемых.

Тесно связано с магнетизмом Земли ее естественное электрическое (теллурическое) поле, которое из всех физических полей планеты менее всего изучено. В настоящее время имеется слишком мало сведений о структуре и временных вариациях электрического поля. Не установ­лены с достаточной достоверностью внешние и внутренние факторы, обусловливающие электрическое поле.

Предполагается (Т.Рикитаки), что помимо искусственных нарушений почти все флуктуации теллурических токов вызываются электромагнит­ной индукцией внутри Земли за счет изменений во времени внешнего магнитного поля. К факторам, вызывающим теллурические токи, отно­сятся" также: стратосферно-электрические. процессы (колебания ионо­сферы, полярные сияния).; погранично-электрические процессы (фильт-рационно-электрические процессы, конвекционные токи в нижних слоях атмосферы, грозовые процессы и т.д.); литосферно-электрические про­цессы (контактные напряжения, термоэлектрические и электрохимичес­кие процессы); геомагнитные вариации, вызванные океаническими приливными токами; связанные с землетрясениями; с вулканической активностью; глубинные термодинамические процессы.

В настоящее время на основе использования естественного электри­ческого поля Земли разработаны геофизические методы изучения внут­ренней структуры земной коры, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых.

Типы залегания осадочных пород (согласное, несогласное, горизонтальное, моноклинальное, складчатое, клиноформы)

Первичной формой залегания осадочных горных пород является слой, или пласт. Пластом (слоем) называется геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя параллельными поверхностями напластования, имеющее примерно постоянную мощность и занимающее значительную площадь. Ряд слоев или пластов, перекрывающих (налегающих) и подстилающих друг друга и объединяющихся по какому-либо признаку (геологическому возрасту, происхождению, петрографическому признаку и т.д.), называют свитой . Слои горных пород можно наблюдать в обнажениях. Обнажением слоев (пластов) горных пород называется выход их на поверхность Земли.

Поверхность, ограничивающая пласт снизу, называется по­дошвой , сверху - кровлей . Наиболее выдержаны по мощности на больших про­странствах пласты осадочных морских пород. Менее выдержанной мощностью пластов отличаются континентальные отложения, для которых характерны также линзовидные и гнездообразные формы залегания.

Первоначальное залегание осадков в большинстве случаев почти горизонтальное. Всякое отклонение пластов от первоначального горизонтального залегания называется дислокацией (нарушением). Дислокации бывают без разрыва сплошности слоев (пликативные дислокации ) и с разрывом (дизъюнктивные дислокации ). Все дислокации являются результатом движений в земной коре.

При согласном залегании пород границы пластов прак­тически параллельны. Такое положение границ со­храняется и при наклонном и складчатом залегании пластов. Характерной особенностью согласного зале­гания, также является последовательное залегание более молодых пластов на более древних. Формирование пород проис­ходило в условиях последовательного погружения и непрерыв­ного накопления осадков.

При более сложном геологическом развитии породы могут оказаться в условиях несогласного залегания . Особен­ностью этого вида залегания является наличие в разрезе так на­зываемой поверхности размыва (несогласия) , свидетель­ствующей о наличии перерыва в осадконакоплении. По этой поверхности происходит контакт пород со значительной разницей в возрасте.

Дельтовые отложения: условия образования, литологический состав, условия залегания, палеогеографические карты.

Якушова «Общая геология»: Дельта . Когда река впадает в море, наблюдается резкое паде­ние скорости течения и весь обломочный материал, приносимый рекой, выпадает на дно прибрежной части водоема, образуя под­робный конус выноса. Постепенно нарастая в сторону моря в ши­рину и высоту, он начинает выступать на поверхности в виде дель­ты с вершиной, обращенной к реке, и с расширяющимся и нак­лонным в сторону моря основанием. Термин «дельта» был впервые использован применительно к конусу выноса Нила благодаря сход­ству его формы с греческой буквой ∆. Дельты образуются при от­носительно небольшой глубине моря, обилии приносимого рекой к устью обломочного материала, отсутствии приливов и отливов и сильных вдольбереговых течений и, главное, при преобладании скорости аккумуляции осадков над скоростью тектонических опу­сканий или их равенстве. Наземная дельта переходит в подводную дельту, или авандельту. Если море относительно мелкое, русло реки быстро загромождается наносами и уже не может пропу­стить через себя все количество поступающей речной воды. Вслед­ствие этого река ищет выход из создавшегося подпора, прорывает берега и образует новые дополнительные русла. В результате в устьевой части рек образуется система ветвящихся русел, назы­ваемых рукавами, или протоками. Ярким примером многорукавной дельты является дельта р. Вол­ги (рис. 7.21). Протоки разбивают дельту на отдельные мелкие и крупные острова. Близ крупных проток образуются прирусловые валы - гривы, сложенные песчаным и супесчаным материалом, а между ними располагается вогнутая часть острова с суглинистым покровом, иногда занятая озером или заболоченная. В ходе развития дельты отдельные протоки постепенно мелеют, отмирают, превращаются в мелкие озера или болота. При каждом половодье дельта реки меняет свою форму: повышается, расширяется и уд­линяется в сторону моря. В результате этого в устьях ряда рек образуются обширные аллювиально-дельтовые равнины со слож­ными рельефом и соотношением различных генетических типов осадков.

Размеры дельт различны. Наибольших размеров (длина свыше 1000 км, ширина 300-400 км) достигает огромная аллювиально-дельтовая равнина, представляющая собой слившиеся дельты рек Хуанхэ и Янцзы. Близкие размеры имеет общая аллювиально-дельтовая равнина рек Брахмапутры, Ганга и примыкавшей к ним с юго-запада р. Маханади. Площадь дельт рек Тигра и Евфрата составляет 48 000 км 2 , Лены - около 28 000, Волги - около 19 000 км 2 . Рост дельт в ширину и в сторону моря идет с разной скоростью. По данным М. В. Кленовой, до регулирования стока Волги ее дельта увеличивалась в среднем на 170 м в год (см. рис. 7.21).

Для дельтовых областей характерна также миграция русла с течением времени. Так, начиная с 1852 г. главный проток р. Хуан­хэ проходит севернее Шаньдуня, а до этого он находился в юж­ной части дельты, обходил Шаньдунь с юга и впадал в море на расстоянии 480 км от своего современного устья. Ничтожная вы­сота и плоская поверхность дельты способствуют внезапным пере­менам направления течения р. Хуанхэ, что вызывает гибельные наводнения.

Своеобразна дельта р. Миссисипи. Река расширяет свое русло в сторону моря в виде глубоких протоков наподобие пальцев (дель­та типа «птичьей ноги»). Такое своеобразие дельты объясняется тем, что река приносит большое количество преимущественно тон­ких илов, которые откладываются на прирусловых частях, обра­зуя водонепроницаемые валы. Продвижение такого одного прото­ка в Мексиканский залив составляет 75 м в год. Вторая характер­ная особенность дельты р. Миссисипи - формирование ее в усло­виях прогибания земной коры при одинаковой скорости аккуму­ляции дельтовых осадков. В результате мощность дельтовых от­ложений достигает многих сотен метров. По данным А. Холмса, бурением вскрыта мощность около 600 м, а предполагаемая по гео­физическим данным действительная мощность дельтовых отложе­ний значительно больше. В то же время у ряда других рек мощ­ность дельтовых отложений не превышает нормальную мощность перстративного аллювия.

Отложения дельт . В речных дельтах встречаются различные по составу и генезису отложения: 1) аллювиальные отложения рус­ловых проток, представленные в равнинных реках песками и глинами, в горных - более грубым материалом; 2) озерные отложе­ния, образующиеся в замкнутых водоемах - отшнурованных рус­лах или пониженных частях межрусловых островов, представ­ленные преимущественно суглинистыми осадками, богатыми органическим веществом; 3) болотные отложения - торфяники, воз­никающие на месте зарастающих озер; 4) морские осадки, обра­зующиеся при нагонных волнах. Эти отложения сменяют друг друга как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении, благодаря частым перемещениям русловых проток, с которыми связаны перенос и накопление русловых осадков, образование озер, различных понижений, заболачивание и другие процессы. В ряде случаев наблюдаются перевевание ветром дельтовых осад­ков и образование эоловых отложений и форм рельефа.

Помимо накопления обломочного материала в подводных дель­тах и в предустьевом пространстве моря иногда происходит вы­падение веществ, приносимых реками в растворе, главным обра­зом коллоидных (Fe, Mn, A1 и др) Под влиянием соленой мор­ской воды происходит их коагуляция (лат. «коагуляцио» - свер­тывание). В устьях рек часто наблюдается также выпадение ор­ганических коллоидов. Коагулирующее действие морской воды особенно сказывается в паводки, когда речные потоки очень мутные

Из лекций : дельтовые отложения накапливаются вне реки в виде конуса выноса. Они имеют трехслойное строение. Верхний слой – это галька, слоистость горизонтальная. Средний слой – это песок, косая слоистость. Нижний слой – это глина, горизонтальная слоистость. Эти отложения обогащены растительными осадками, а следовательно, перспективны на нефть и газ.

Методы определения возраста горных пород. Геохронологическая таблица. Местная, региональная и общая стратиграфические шкалы.

Из лекций: Абсолютный возраст – это промежуток времени, прошедший с момента образования пород, то есть года.

Относительный возраст – это возраст пород по сравнению с выше или нижележащими породами.

Определить абсолютный возраст можно с помощью методом ядерной геохронологии. Эти методы основаны на распаде радиоактивных элементов. Скорость распада постоянна и не зависит от каких-либо условий, происходящих на Земле. Зная период полураспада элемента, можно определить возраст минерала и его содержание.

Основные методы ядерной геохронологии:

Свинцовый

Рубидий-стронциевый

Радиоуглеродный

Калий-аргоновый

Калий-аргоновый метод определяет возраст пород, содержащих калий и аргон, которые образовались вблизи земной поверхности или на ней и в дальнейшем не подвергались даже слабому нагреванию и давлению. Возрастной диапазон от 100 млн.лет и старше.

Рубидий-стронциевый метод применяется только для горных пород, так как в определенных условиях между минералами могут происходить химические реакции. Возрастной диапазон от 5 млн.лет и старше.

Свинцовый метод является наиболее совершенным. Определение возраста горных пород, образующихся в течение всей геологической истории Земли, возраст метеоритов, пород планет Солнечной системы и спутников. Возрастной диапазон от 30 млн.лет и старше.

Радиоуглеродный метод применяется в археологии. Для определения возраста наиболее молодых отложений земной коры. Возрастной диапазон от 2 до 60 тыс.лет ± 200 лет.