Який шар землі має найбільшу потужність. Хімічний склад Землі

Оболонкова будова Землі. Фізичний стан (щільність, тиск, температура), хімічний склад, рух сейсмічних хвиль у внутрішніх частинах Землі. Земний магнетизм. Джерела внутрішньої енергії планети. Вік Землі. Геохронологія.

Земля, як та інші планети, має оболонкову будову. При проходженні крізь тіло Землі сейсмічних хвиль (подовжніх і поперечних) швидкості їх на деяких глибинних рівнях помітно змінюються (причому стрибкоподібно), що свідчить про зміну властивостей середовища, що проходить хвилями. Сучасні уявлення про розподіл густини та тиску всередині Землі дано в таблиці.

Зміна щільності та тиску з глибиною всередині Землі

(С.В Калесник, 1955)

З таблиці видно, що у центрі Землі щільність сягає 17,2 г/см 3 і що особливо різким стрибком (від 5,7 до 9,4) змінюється на глибині 2900 км, та був на глибині 5 тис. км. Перший стрибок дозволяє виділити щільне ядро, а другий - підрозділити це ядро ​​на зовнішню (2900-5000 км) та внутрішню (від 5 тис. км до центру) частини.

Залежність швидкості поздовжніх та поперечних хвиль від глибини

Таким чином, є по суті два різкі переломи швидкостей: на глибині 60 км і на глибині 2900 км. Іншими словами чітко відокремлюються земна кора та внутрішнє ядро. У проміжному з-поміж них поясі, і навіть усередині ядра очевидна лише зміна темпу збільшення швидкостей. Видно також, що Земля до глибини 2900 км. перебуває у твердому стані, т.к. через цю товщу вільно проходять поперечні пружні хвилі (хвилі зсуву), які тільки можуть виникати і поширяться в твердій середовищі. Проходження поперечних хвиль крізь ядро ​​не спостерігалося і це давало підстави вважати його рідким. Однак нові розрахунки показують, що модуль зсуву в ядрі невеликий, але все ж таки не дорівнює нулю (як це характерно для рідини) і, отже, ядро ​​Землі ближче до твердого, ніж рідкого стану. Вочевидь, у разі поняття «твердого» і «рідкого» не можна ототожнювати з аналогічними поняттями, застосовуваними до агрегатним станам речовини наземної поверхні: всередині Землі панують високі температури і величезні тиску.

Таким чином, у внутрішній будові Землі виділяють земну кору, мантію та ядро.

Земна кора – перша оболонка твердого тіла Землі має потужність 30-40 км. За обсягом вона становить 1,2% обсягу Землі, масою – 0,4%, середня щільність дорівнює 2,7 г/см 3 . Складається переважно із гранітів; осадові породи у ній мають підлегле значення. Гранітна оболонка, у складі якої величезну роль відіграють кремній та алюміній, називається «сіалічною» («сіаль»). Від мантії земна кора відділена сейсмічним розділом, названим кордоном Мохо, Від прізвища сербського геофізика А. Мохоровичіча (1857-1936), який відкрив цей «сейсмічний розділ». Цей кордон чіткий і спостерігається у всіх місцях Землі на глибинах від 5 до 90 км. Розділ Мохо не є просто кордоном між породами різного типу, а є площиною фазового переходу між еклогітами і габро мантії та базальтами земної кори. При переході з мантії в кору тиск падає так, що габро переходять у базальти (кремній, алюміній + магній – «сима» - силіцій + магній). Перехід супроводжується збільшенням обсягу на 15% і відповідно зменшенням щільності. Поверхня Мохо вважають нижньою межею земної кори. Важлива особливість цієї поверхні полягає в тому, що вона в загальних рисах є дзеркальним відображенням рельєфу земної поверхні: під океанами вона вище, під континентальними рівнинами нижче, під найбільш високими горами опускається найнижче (це так звані коріння гір).

Виділяють чотири типи земної кори, вони відповідають чотирьом найбільшим формам поверхні Землі. Перший тип називається материковим,його потужність 30-40 км., під молодими горами вона збільшується до 80 км. Цей тип земної кори відповідає у рельєфі материковим виступам (включається підводна окраїна материка). Найбільш поширений поділ її на три шари: осадовий, гранітний та базальтовий. Осадовий шартовщиною до 15-20 км, складний шаруватими опадами(переважають глини та глинисті сланці, широко представлені піщані, карбонатні та вулканогенні породи). Гранітний шар(потужність 10-15 км) складається з метаморфічних та вивержених кислих порід із вмістом кремнезему понад 65 %, близьких за своїми властивостями до граніту; найбільш поширені гнейси, гранодіорити та діорити, граніти, кристалічні сланці). Нижній шар, найбільш щільний, завтовшки 15-35 км, отримав назву базальтовогоза схожість із базальтами. Середня густина материкової кори 2,7 г/см 3 . Між гранітним і базальтовим шарами лежить кордон Конрада, названа на прізвище австрійського геофізика, що її відкрив. Назва шарів – гранітний та базальтовий – умовні, вони дані за швидкостями проходження сейсмічних хвиль. Сучасна назва верств дещо інша (Е.В. Хаїн, М.Г. Ломізе): другий шар називається гранітно-метаморфічним, т.к. власне гранітів у ньому майже немає, складний він гнейсами та кристалічними сланцями. Третій шар - гранулитобазитовий, його утворюють сильнометаморфізовані гірські породи.

Другий тип земної кори - Перехідний, або геосинклінальний -відповідає перехідним зонам (геосинкліналям). Розташовані перехідні зони біля східних берегів материка Євразії, східних і західних берегів Північної та Південної Америки. Мають таку класичну будову: улоговина окраїнного моря, острівні дуги та глибоководний жолоб. Під улоговинами морів та глибоководними жолобами немає гранітного шару, земна кора складається з осадового шару підвищеної потужності та базальтового. Гранітний шар утворюється тільки в острівних дугах. Середня потужність геосинклінального типу земної кори 15-30 км.

Третій тип – океанічназемна кора відповідає ложу океану, потужність кори 5-10 км. Має двошарову будову: перший шар – осадовий, утворений глинисто-кремністо-карбонатними породами; другий шар складається з повнокристалічних магматичних порід основного складу (габро). Між осадовим та базальтовим шарами виділяється проміжний шар, що складається з базальтових лав з прошарками осадових порід. Тому іноді говорять про тришарову будову океанічної кори.

Четвертий тип рифтогенназемна кора, вона притаманна серединно-океанічних хребтів, її потужність 1,5-2 км. У серединно-океанічних хребтах близько поверхні підходять породи мантії. Потужність осадового шару 1-2 км, базальтовий шар рифтових долинах виклинюється.

Існують поняття «земна кора» та «літосфера». Літосфера- Кам'яна оболонка Землі, утворена земною корою та частиною верхньої мантії. Потужність її становить 150-200 км, обмежена астеносферою. Лише верхня частина літосфери називається земною корою.

Мантія за обсягом становить 83% обсягу Землі та 68% її маси. Щільність речовини зростає до 5,7 г/см3. На кордоні з ядром температура збільшується до 3800 0 С, тиск – до 1,4 х 1011 Па. Виділяють верхню мантію до глибини 900 км та нижню – до 2900 км. У верхній мантії на глибині 150-200 км є астеносферний шар. Астеносфера(грец. asthenes – слабкий) – шар зниженої твердості та міцності у верхній мантії Землі. Астеносфера – основне джерело магми, у ній розташовуються осередки живлення вулканів і відбувається переміщення літосферних плит.

Ядро займає 16% обсягу та 31% маси планети. Температура в ньому досягає 5000 0 С, тиск – 37 х 10 11 Па, густина – 16 г/см 3 . Ядро ділиться на зовнішнє, до глибини 5100 км, та внутрішнє. Зовнішнє ядро ​​– розплавлене, складається із заліза або металізованих силікатів, внутрішнє – тверде, залізонікелеве.

Від густини речовини залежить маса небесного тіла, маса визначає розміри Землі та силу тяжіння. Наша планета має достатні розміри та силу тяжкості, вона втримала гідросферу та атмосферу. У ядрі Землі відбувається металізація речовини, зумовлюючи утворення електричних струмів та магнітосфери.

Навколо Землі існують різноманітні поля, найбільший вплив на ГО надають гравітаційне і магнітне.

Гравітаційне поле Землі – це полі сили тяжкості. Сила тяжіння – рівнодіюча сила між силою тяжіння та відцентровою силою, що виникає при обертанні Землі. Відцентрова сила досягає максимуму на екваторі, але й тут вона мала і становить 1/288 від сили тяжіння. Сила тяжіння землі переважно залежить від сили тяжіння, яку впливає розподіл мас всередині Землі і поверхні. Сила тяжіння діє повсюдно землі і спрямована на схилі до поверхні геоїду. Напруженість гравітаційного поля поступово зменшується від полюсів до екватора (на екваторі більша відцентрова сила), від поверхні вгору (на висоті 36 000 км дорівнює нулю) і поверхні вниз (у центрі Землі сила тяжкості дорівнює нулю).

Нормальним гравітаційним полемЗемлі називається таке, яке було б у Землі, якби вона мала форму еліпсоїда з рівномірним розподілом мас. Напруженість реального поля у конкретній точці відрізняється від нормального, виникає аномалія гравітаційного поля. Аномалії можуть бути позитивними та негативними: гірські хребти створюють додаткову масу і повинні викликати позитивні аномалії, океанічні западини, навпаки – негативні. Але насправді земна кора знаходиться в ізостатичній рівновазі.

Ізостазія (від грец. isostasios - рівний за вагою) - врівноважування твердої, відносно легкої земної кори більш важкої мантією. Теорія рівноваги було висунуто 1855 р. англійським ученим Г.Б. Ейрі. Завдяки ізостазії надлишку мас вище теоретичного рівня рівноваги відповідає недолік їх унизу. Це виявляється у тому, що у певної глибині (100-150 км) у шарі астеносфери речовина перетікає у місця, де є недолік мас лежить на поверхні. Тільки під молодими горами, де ще повністю компенсації не відбулося, спостерігаються слабкі позитивні аномалії. Однак рівновага безперервно порушується: в океанах відбувається відкладення наносів, під їхньою вагою дно океанів прогинається. З іншого боку, гори руйнуються, висота їх зменшується, отже, зменшується і маса.

Сила тяжіння створює фігуру Землі, вона є однією з провідних ендогенних сил. Завдяки їй випадають атмосферні опади, течуть річки, формуються горизонти підземних вод, спостерігаються схилові процеси. Силою тяжкості пояснюється максимальна висота гір; вважається, що на Землі не може бути гір вище 9 км. Сила тяжіння утримує газову та водну оболонки планети. Атмосферу планети залишають лише найлегші молекули – водню та гелію. Тиск мас речовини, що реалізується в процесі гравітаційної диференціації в нижній мантії, поряд із радіоактивним розпадом породжує теплову енергію - джерело внутрішніх (ендогенних) процесів, що перебудовують літосферу.

Тепловий режим поверхневого шару земної кори (в середньому до 30 м) має температуру, що визначається сонячним теплом. Це геліометричний шар, що зазнає сезонних коливань температури. Нижче ще більш тонкий горизонт постійної температури (близько 20 м), що відповідає середньорічній температурі місця спостереження. Нижче за постійний шар температура з глибиною наростає – геотермічний шар. Для кількісного визначення величини цього наростання двома взаємопов'язаними поняттями. Зміна температури при заглибленні в землю на 100 м називається геотермічним градієнтом(Коливається від 0,1 до 0,01 0 С/м і залежить від складу гірських порід, умов їх залягання), а відстань по схилу, на яку необхідно поглибитися, щоб отримати підвищення температури на 1 0 , називається геотермічним щаблем(Коливається від 10 до 100 м / 0 С).

Земний магнетизм - Властивість Землі, що зумовлює існування навколо неї магнітного поля, викликаного процесами, що відбуваються на межі ядро-мантія. Вперше у тому, що Земля – магніт, людство дізналося завдяки роботам У. Гільберта.

Магнітосфера – область навколоземного простору, заповнена зарядженими частинками, які у магнітному полі Землі. Вона відокремлена від міжпланетного простору магнітопаузою. Це зовнішня межа магнітосфери.

В основі утворення магнітного поля лежать внутрішні та зовнішні причини. Постійне магнітне поле утворюється завдяки електричним струмам, що виникають у зовнішньому ядрі планети. Сонячні корпускулярні потоки утворюють змінне магнітне поле Землі. Наочне уявлення про стан магнітного поля Землі дають магнітні карти. Магнітні карти складаються п'ятирічний термін – магнітну епоху.

Нормальне магнітне поле було б у Землі, якби вона була однорідно намагніченою кулею. Земля у першому наближенні є магнітний диполь – це стрижень, кінці якого мають протилежні магнітні полюса. Місця перетину магнітної осі диполя із земною поверхнею називаються геомагнітними полюсами. Геомагнітні полюси не збігаються з географічними та повільно рухаються зі швидкістю 7-8 км/год. Відхилення реального магнітного поля від нормального (теоретично розрахованого) називають магнітними аномаліями. Вони можуть бути світовими (Східно-Сибірський овал), регіональними (КМА) та локальними, пов'язаними з близьким заляганням до поверхні магнітних порід.

Магнітне поле характеризується трьома величинами: магнітним відхиленням, магнітним нахилом та напруженістю. Магнітне відмінювання- Кут між географічним меридіаном та напрямом магнітної стрілки. Відмінювання буває східним (+), якщо північний кінець стрілки компаса відхиляється на схід від географічного, і західним (-), коли стрілка відхиляється на захід. Магнітний спосіб- Кут між горизонтальною площиною та напрямком магнітної стрілки, підвішеної на горизонтальній осі. Нахилення позитивне, коли північний кінець стрілки дивиться вниз і негативне, якщо північний кінець спрямований вгору. Магнітний спосіб змінюється від 0 до 90 0 . Сила магнітного поля характеризується напруженістю.Напруженість магнітного поля невелика становить на екваторі 20-28 А/м, на полюсі – 48-56 А/м.

Магнітосфера має краплеподібну форму. На боці, зверненій до Сонця, її радіус дорівнює 10 радіусів Землі, на нічному боці під впливом «сонячного вітру» збільшується до 100 радіусів. Форма обумовлена ​​впливом сонячного вітру, який натрапляючи на магнітосферу Землі, обтікає її. Заряджені частинки, досягаючи магнітосфери, починають рухатися магнітними силовими лініями і утворюють радіаційні пояси.Внутрішній радіаційний пояс складається з протонів, що має максимальну концентрацію на висоті 3500 км над екватором. Зовнішній пояс утворений електронами, тягнеться до 10 радіусів. У магнітних полюсів висота радіаційних поясів зменшується, тут виникають області, в яких заряджені частинки вторгаються в атмосферу, іонізуючи атмосферні гази і викликаючи полярні сяйва.

Географічне значення магнітосфери дуже велике: вона захищає Землю від корпускулярного сонячного та космічного випромінювання. З магнітними аномаліями пов'язаний пошук корисних копалин. Магнітні силові лінії допомагають орієнтуватися у просторі туристам, кораблям.

Вік Землі. Геохронологія.

Земля виникла як холодне тіло із скупчення твердих частинок і тіл, подібних до астероїдів. Серед частинок були радіоактивні. Потрапивши всередину Землі, вони розпадалися з виділенням тепла. Поки розміри Землі були невеликі, тепло легко йшло у міжпланетний простір. Але з наростанням обсягу Землі виробництво радіоактивного тепла почало перевищувати його витік, воно накопичувалося і розігрівало надра планети, наводячи в розм'якшене. Пластичний стан, який і відкрив можливості для гравітаційної диференціації речовини- Спливання більш легких мінеральних мас до поверхні і поступового опускання більш важких - до центру. Інтенсивність диференціації із глибиною згасала, т.к. у цьому напрямку у зв'язку зі збільшенням тиску зростала в'язкість речовини. Земне ядро ​​був захоплене диференціацією, зберегло свій первозданний силікатний склад. Але різко ущільнилося через високий тиск, що перевищив мільйон атмосфер.

Вік Землі встановлюється за допомогою радіоактивного методу, застосовувати його можна лише до пород, що містять радіоактивні елементи. Якщо вважати, що весь аргон Землі – продукт розпаду калію-49, то вік Землі буде щонайменше 4 млрд. років. Підрахунки О.Ю. Шмідта дають ще більшу цифру – 7,6 млрд. років. В.І. Баранов для обчислення віку Землі взяв відношення між сучасними кількостями урану-238 та актиноурану (урану-235) у гірських породах та мінералах і отримав вік урану (речовини, з якого потім виникла планета) 5-7 млрд. років.

Отже, вік Землі визначається інтервалі 4-6 млрд. років. Історію розвитку земної поверхні вдається поки безпосередньо відновити загалом лише з тих часів, яких збереглися найдавніші гірські породи, тобто приблизно 3 – 3,5 млрд. років (Калесник С.В.).

Історію Землі зазвичай поділяють на два еона: криптозою(прихований і життя: немає останків скелетної фауни) та фанерозою(явний і життя) . Криптозою включає дві ери: архей та протерозою.Фанерозою охоплює останні 570 млн. років, у ньому виділяють палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери,які, у свою чергу, поділяються на періоди.Часто весь період до фанерозою називають докембрієм(Кембрій - перший період палеозойської ери).

Періоди палеозойської ери:

Періоди мезозойської ери:

Періоди кайнозойської ери:

Палеоген (епохи – палеоцен, еоцен, олігоцен)

Неоген (епохи – міоцен, пліоцен)

Четвертинний (епохи – плейстоцен та голоцен).

Висновки:

1.В основі всіх проявів внутрішнього життя Землі лежать перетворення теплової енергії.

2.У земній корі температура з віддаленням від поверхні зростає (геотермічний градієнт).

3.Теплота Землі має своїм джерелом розпад радіоактивних елементів.

4.Щільність речовини Землі з глибиною збільшується від 2,7 на поверхні до 17,2 у центральних частинах. Тиск у центрі Землі сягає 3 млн. атм. Щільність збільшується стрибкоподібно на глибинах 60 та 2900 км. Звідси висновок - Земля складається з концентричних оболонок, що обіймають один одного.

5.Земна кора складається переважно породами типу гранітів, що підстилаються породами типу базальтів. Вік землі визначається 4-6 млрд. років.

Як часто в пошуках відповідей на свої питання, про те, як влаштований світ, ми дивимося на небо, сонце, зірки, заглядаємо далеко-далеко за сотні світлових років у пошуках нових галактик. А якщо подивитися під ноги, то під ногами існує цілий підземний світ з якого складається наша планета - Земля!

Надра Земліце той самий загадковий світ під ногами, підземний організм нашої Землі, де ми живемо, будуємо будинки, прокладаємо дороги, мости і багато тисяч років освоюємо території рідної планети.

Цей світ – таємні глибини надр Землі!

Будова Землі

Наша планета відноситься до планет земної групи, і так само, як і інші планети, складається з шарів. Поверхня Землі складається з твердої оболонки земної кори, глибше перебуває вкрай в'язка мантія, а центрі розташоване металеве ядро, що з двох частин, зовнішня - рідка, внутрішня - тверда.

Цікаво, багато об'єктів Всесвіту настільки добре вивчені, що про них знає кожен школяр, у космос на далекі сотні тисяч кілометрів відправляються космічні апарати, але в найглибші надра нашої планети, як і раніше, забратися залишається непосильним завданням, тому що знаходиться під поверхнею Землі, як і раніше. залишається великою загадкою.

Насправді це досить просте питання, звичайно, якщо хоч трохи уявляти собі будову нашої планети. Загалом, для тих, хто пропускав географію, я не тільки відповім, але ще й коротко розповім про те, як влаштовано нашу Землю. :)

Потужність внутрішніх верств Землі

Наша планета, втім, як і більшість інших, далеко неоднорідна, а представлена ​​у вигляді «пирога» - розташованих один над одним шарів. Згідно з тими даними, які отримані при вивченні внутрішньої будови планети, вчені змогли розрахувати приблизну потужність кожного:

• ядро - сумарний радіус рідкої та твердої частин складає 3500 км.;
• мантія - товщина шару трохи більше 2900 км.;
• кора - варіюється в межах 10-120 км.

Таким чином, виходить, що найпотужніший – мантія – до 85% загальної маси Землі.

Будова планети Земля

Отже, у центральній її частині розташоване ядро. Як вважає більшість вчених, вона представлена ​​двома частинами: зовнішньою та внутрішньою. При цьому внутрішня частина є твердою, чого не скажеш про зовнішній шар. Однак це лише гіпотеза, заснована на тривалому дослідженні і глибокому аналізі. Але не викликає сумніву той факт, що основна речовина ядра, а вірніше його внутрішній частині, представлена ​​залізом – до 38%. Що стосується зовнішнього шару, то він утворений потоками заліза і нікелю, що повільно обертаються. До речі, саме із цією особливістю пов'язують таке явище, як магнітне поле планети.

Далі, до поверхні, розташована мантія - до 85% всього обсягу Землі, що, по суті, робить цю частину найбільшою. Переважна частина її представлена ​​твердою речовиною, проте верхній відділ – до 100 кілометрів, є в'язким та покритий корою – зовнішньою, міцною оболонкою. У ній виділяють такі шари:

• базальтовий;
• гранітний;
• осадовий.

Крім цього, розрізняють вкриту водою океанічну кору і ту, що стала основою континентів – континентальну. У кожного виду є певні особливості, проте головна відмінність полягає у відсутності гранітного прошарку в океанічному типі.

Земля, так само, як і багато інших планет, має шаруватий внутрішню будову. Наша планета складається із трьох основних шарів. Внутрішній шар – це ядро, зовнішній – земна кора, а з-поміж них розміщена мантія.

Ядро є центральною частиною Землі і розташоване на глибині 3000-6000 км. Радіус ядра складає 3500 км. На думку вчених, ядро ​​складається з двох частин: зовнішньої – ймовірно, рідкої та внутрішньої – твердої. Температура ядра становить близько 5000 градусів. Сучасні уявлення про ядру нашої планети отримані в ході тривалих досліджень та аналізу отриманих даних. Так, доведено, що у ядрі планети вміст заліза сягає 35%, що зумовлює його характерні сейсмічні властивості. Зовнішня частина ядра представлена ​​потоками нікелю і заліза, що обертаються, які добре проводять електричний струм. Походження магнітного поля Землі пов'язане саме з цією частиною ядра, так як глобальне магнітне поле створюється електричними струмами, що протікають в рідкій речовині зовнішнього ядра. Через дуже високу температуру зовнішнє ядро ​​значно впливає на стикаються з ним ділянки мантії. У деяких місцях виникають величезні тепломасопотоки, спрямовані до Землі. Внутрішнє ядро ​​Землі тверде також має високу температуру. Вчені вважають, що такий стан внутрішньої частини ядра забезпечується дуже високим тиском у центрі Землі, що сягає 3 млн. атмосфер. При збільшенні відстані від Землі підвищується стиск речовин, у своїй багато з яких переходять у металевий стан.

Проміжний шар – мантія – покриває ядро. Мантія займає близько 80% обсягу нашої планети, це найбільша частина Землі. Мантія розташована вгору від ядра, але не досягає поверхні Землі, зовні вона стикається із земною корою. В основному, речовина мантії знаходиться у твердому стані, крім верхнього в'язкого шару завтовшки приблизно 80 км. Це астеносфера, що в перекладі з грецької означає «слабку кулю». На думку вчених, речовина мантії безперервно рухається. При збільшенні відстані від земної кори у бік ядра відбувається перехід речовини мантії у щільніший стан.

Зовні мантію покриває земна кора – зовнішня міцна оболонка. Її товщина варіює від кількох кілометрів під океанами до кількох десятків кілометрів у гірських масивах. Перед земної кори припадає лише 0,5% загальної маси нашої планети. До складу кори входять оксиди кремнію, заліза, алюмінію, лужних металів. Континентальна земна кора ділиться на три шари: осадовий, гранітний та базальтовий. Океанічна земна кора складається з осадового та базальтового шарів.

Літосферу Землі формує земна кора разом із верхнім шаром мантії. Літосфера складається з тектонічних літосферних плит, які ніби «ковзають» астеносферою зі швидкістю від 20 до 75 мм на рік. Літосферні плити, що рухаються один щодо одного, різні за величиною, а кінематику пересування визначає тектоніка плит.

Відео презентація "Внутрішня будова Землі":

Презентація "Географія як наука"

Схожі матеріали:

Головна особливість будови Землі – неоднорідність фізичних властивостей та диференційованість складу речовини за радіусом з відокремленням низки оболонок. Безпосередньому спостереженню доступні верхні горизонти земної кори (до глибин 15-20 км), які розкриті копальнями, шахтами та свердловинами. Глибокі зони Землі досліджують за допомогою комплексу геофізичних методів (особливе значення має сейсмічний метод).

З сейсмічних даних виділяють три області Землі.

Земна кора "Сіаль" (шар А по Буллену) - тверда верхня оболонка Землі. Потужність 5-12 км під водами океанів, 30-40 км у рівнинних областях та до 50-75 км у гірських районах.

Мантія Землі (Сіма) - нижче ЗК до глибини 2900 км. Мантія підрозділяється на верхню і С (до 900-1000 км) і нижню (900-1000 до 2900 км) мантії.

Ядро Землі (Ніфе). Вирізняють зовнішнє ядро ​​(Е) до 4980 км, перехідний шар 4980-5120 км і внутрішнє ядро ​​нижче 5120 км.

ЗК відокремлюється від мантії досить різким сейсмічним кордоном. Цей розділ називається кордоном Мохоровичіча.

Астеносфера – шар відносно менш щільних порід у шарі верхньої мантії. Тут спостерігається зниження швидкості сейсмічних хвиль та підвищення електропровідності. Глибини астеносферного шару є різними.

Літосфера – це твердий надстеносферний шар мантії разом із ЗК.

Земна кора. Виділяють 4 типи: континентальний, океанічний, субконтинентальний, субокеанічний.

Континентальний тип. Потужність його рівнини (35-40 км), гори (55-70 км). У будові беруть участь осадовий шар, гранітний та базальтовий. Осадовий шар представлений осадовими породами. Гранітний – гранітами, гранітомагнітами, метаморфізованими породами. Базальтовий – базальтові породи.

Океанічний тип, характерний ложа Світового океану. Потужність коливається від 5 до 12 км. Складається з трьох шарів: осадового (пухкі морські опади), базальтового (базальтові лави), габро-серпентинітового (породи магматичні та основного складу).

субконтинентальний тип. Близький до континентального. Поширений на околицях материків та в області острівних дуг. Представлений такими шарами: осадово-вулканічним (0,5-5 км), гранітним (до 10 км), базальтовим (15-40 км).

Субокеанічний тип. Приурочений до улоговин окраїнних і внутрішньоконтинентальних морів (Охотське, Японське, Середземне, Чорне тощо). За будовою близький до океанічного, але відрізняється від нього підвищеною потужністю осадового шару. У ряді випадків його потужність сягає 10 км.

Мантія. Шар В (шар Гуттенберга) – твердий агрегатний стан, глибина до 410 км, густина 4,3 г/см3. Шар С (шар Голіцина) – 400-1000 км, виділяється з геофізики. Шар D (нижня мантія) – D' (1000-2700 км) та D” (2700-2900 км) має високу щільність, там відбувається диференціація речовини, що супроводжується звільненням великої кількості енергії.

Ядро. Шар Е (зовніш.ядро) - глибина 2900-4980 км, рідкий агрегатний стан, щільність 10 г/см3. Шар F (між зовнішнім та внутрішнім ядром) – 4980-5120 км, твердий агрегатний стан. Шар G (центральне ядро) – хімічний склад Fe 90%, Ni 10%, твердий агрегатний стан, близький до плавлення через високий тиск, щільність 13-14 г/см3.

Класифікація та основні ознаки осадових гірських порід

Осадові гірські породи утворюються в поверхневій частині ЗК в результаті руйнування і перевідкладення гірських порід (піщаник, глина), що раніше існували, випадання опадів з водних розчинів (кам'яна сіль, гіпс) і життєдіяльності організмів і рослин (коралові вапнякм, вугілля).

Осадові породи менш щільні, ніж магматичні та метаморфічні, часто пористі. Вони залягають як пластів, товщі їх характеризуються шаруватістю. Осад.г.п.містять викопні залишки організмів, а деякі з них повністю складаються з раковин. В осад.г.п.укладено переважну більшість скупчень нафти та газу.

Усі осадові гірські породи поділяються на уламкові, глинисті, хемогенні, органогенні та змішані.

Уламкові осад.г.п.утворюються за рахунок накопичення продуктів механічного руйнування раніше існуючих порід. Глинисті породи на 50% і більше складаються з глинистих мінералів та тонкодисперсного матеріалу (<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.

Уламкові та глинисті породи. За величиною складових уламків розрізняють грубоуламкові, піщані, алевритові та пелітові уламкові породи.

Глинисті породи займають проміжне положення між суто хімічними та уламковими породами. При класифікації уламкових порід враховують також форму уламків (окатані та неокатані), а також наявність або відсутність цементуючого матеріалу. Грубі уламки накопичуються поблизу гірських порід, що руйнуються. У міру видалення зустрічаються середньоуламкові (піщані), дрібноуламкові (алевритові) і тонкоуламкові (пелітові) породи. З уламкових та глинистих порід найбільш поширені пісковики, алевроліти та глини.

Хемогенні породи. У цю групу включають вапняки, кам'яну сіль, гіпс та ін.мономінеральні породи. Характерна їх особливість – відсутність органічних залишків. Утворюються вони внаслідок випадання солей із водних розчинів.

Органогенні породи. Представлені вапняками-черепашниками, письмовою крейдою, а також вугіллям, асфальтом, горючими сланцями та ін. Вони утворюються внаслідок накопичення органічних залишків після відмирання тварин та рослин. В одних породах ці залишки видно не озброєним оком. Інші породи, наприклад, писча крейда, складені твердими вапняними скелетами мікроорганізмів. І, нарешті, треті (вугілля, асфальти та ін) являють собою гірські породи, в яких поряд з мінеральною складовою є речовини органічного походження.

Породи змішаного походження. Ця група порід включає мергелі, піщані та глинисті вапняки та ін. Такі породи складаються з уламкового та будь-якого іншого матеріалу (хімічного чи органічного походження).

Фізичні поля Землі

Фізичні поля, створювані планетою загалом і окремими ізольованими тілами, визначаються сукупністю властивих кожному фізичному об'єкту властивостей. Саме тому особливо важливе значення має вивчення геофізичних полів щодо фізичних властивостей гірських порід у зразках і масивах.

Гравітаційне поле

Природа та характеристики гравітаційного поля. Величезна маса Землі є причиною існування сил тяжіння, які впливають на всі тіла та предмети, що знаходяться на її поверхні. Простір, у якого виявляються сили тяжіння Землі, називається полем сили тяжкості чи гравітаційним полем. Воно відбиває характер розподілу мас у надрах планети й тісно пов'язані з постаттю Землі. Для кожної точки земної поверхні характерна власна величина сили тяжіння; в центрі Землі сила тяжіння дорівнює нулю. Величина сили тяжіння виражається в галах. Характеристики гравітаційного поля вимірюють за допомогою гравіметрів, рідше за маятникові прилади.

Середнє значення сили тяжіння лежить на поверхні Землі дорівнює 979,7 гал. Величина сили тяжіння закономірно зростає від екватора до полюсів – від 978,04 до 983,24 гал. Для кожної точки земної поверхні припущення однорідності мас може бути обчислена теоретична величина сили тяжіння. Відхилення фактичних значень сили тяжіння від теоретично розрахованих, зумовлених нерівномірним розподілом мас та іншими причинами, називають гравітаційними аномаліями. Істотною особливістю гравітаційного поля Землі є його порівняльна сталість певних інтервалах часу. При різних геотектонічних процесах, що призводять до переміщення мас і часткову перебудову структури Землі, відбуваються зміни і в гравітаційному полі. При цьому за характером, напрямом і величиною змін елементів поля можна судити про особливості тектонічних процесів та їх результати. Виділяють регіональніі локальніаномалії гравітаційного поля. Перші займають площі десятки і сотні тисяч квадратних кілометрів і відрізняються великою інтенсивністю (десятки - сотні мілігалів). У межах регіональних аномалій виявляються локальні.

Закономірності розподілу характеристик гравітаційного поля.Характер гравітаційного поля основних структурних елементів земної кори нині вважається встановленим. Гравітаційнийное поле платформних областейіз спокійним рельєфом незалежно від віку кристалічного фундаменту однотипно за своїм характером. На платформах фіксується чергування невеликих площею позитивних і негативних аномалій інтенсивністю в десятки мілігал. Аномалії цього обумовлені переважно будовою (розподілом мас) кристалічного фундаменту платформ і глибших горизонтів земної кори, розташованих глибині перших десятків кілометрів. Гравітаційне поле гірничоскладчастих областейвідрізняється неоднорідністю та складною будовою, яка залежить від віку (етапу геосинклінального розвитку).

Вивчення гравітаційних полів проводиться з метою виявлення особливостей будови земної кори, виділення великих тектонічних порушень, тектонічного районування земної кори, встановлення меж нафтогазоносних, вугленосних ірудоносних зон і областей, а також для пошуків і розвідки родовищ корисних копалин (заліза, сірки, мінеральних солей та ін.).

Тепловеполе

Природа теплового поля . Тепловий режим Землі дуже складний, оскільки планета перебуває у взаємодії двох протилежно спрямованих процесів - одночасно поглинає та випромінює тепло. Теплове поле утворюється за рахунок зовнішніх та внутрішніх джерел. Головним джерелом зовнішньої енергії є сонячне випромінювання . Променева енергія Сонця, одержувана земною поверхнею, становить середньому 8,4 Дж/ (див. 2 ​​хв).

Джерелами внутрішнього тепла Землі є радіоактивний розпад елементів; енергія гравітаційної диференціації речовини; залишкове тепло, що збереглося з часів формування планети; екзотермічний ефект поліморфних, електронних, фазових переходів та хімічних реакцій; тепло, що з дією нейтрино; пружна енергія, що вивільняється землетрусами; теплота, зумовлена ​​процесами приливного тертя, та інших. Нині приблизно оцінено величини внутрішньої теплоти Землі і встановлено, що найважливішим є радіоактивність хімічних елементів Землі, переважна більшість яких зосереджена у верхній частині планети.

Будова теплового поля. Земну кору за температурними умовами ділять на верхню (геліотермічну) та нижню (геотермічну) зони. У верхній зоні (до 30 - 40 м) позначається вплив сонячного тепла, що проникає. Температурні умови геотермічної зони визначаються глибинним теплом. Серед коливань температури, що викликаються сонячною радіацією, розрізняють добові, сезонні, річні та вікові. Чим більший період коливань поверхневих температур, тим глибше ці коливання проникають у надра.

Практичне використання тепла Землі.У сучасних умовах теплова енергія надр стає конкурентоспроможною із традиційними джерелами енергії (вугілля, нафта, газ, ядерне паливо). Крім того, розроблені геотермальні родовища (термальні води). Вивчення теплового поля Землі необхідне також прогнозування умов підземної розробки вугільних і рудних родовищ. Нарешті, тепловий режим надр є індикатором родовищ горючих корисних копалин і сульфідних руд. Тому параметри аномального теплового поля використовують при пошуково-розвідувальних роботах.

Магнітне поле.

Природа, будова та характеристики магнітного поля. Навколо земної кулі та всередині неї існує магнітне поле. За даними космічних досліджень, воно тягнеться за межі планети на відстань, що перевищує десятикратний радіус Землі, утворюючи магнітосферу.

Магнітне поле Землі впливає на орієнтування феромагнітних мінералів (магнетиту, ільменіту, титаномагнетиту, гематиту, пірротину) у гірських породах. Цей вплив здійснюється, коли тверді феромагнітні мінерали плавають у розплаві при застиганні порід вивержених, або в розчині при утворенні осадових порід. Найсильніше реагують на магнітне поле Землі ультраосновні та основні вивержені породи (базальти, габро, перидотити, серпентиніти) та червонокольорові континентальні піски осадового генези. На підставі вивчення орієнтування феромагнітних мінералів (але тільки в абсолютно незмінених та недислокованих породах) можна визначити напрямок магнітного поля в період утворення відповідної гірської породи. Ці дослідження палеомагнетизму, тобто. "Копалини" намагніченості порід, в даний час набувають великого значення.

По магнітним властивостям гірські породи значно різняться і можна розділити на високомагнітні, слабомагнітні і майже немагнитные. Як правило, зі зменшенням основності порід слабшають їх магнітні властивості, які за цією ознакою можуть бути складені в наступний ряд: ультраосновні, основні, середні та кислі магматичні утворення, теригенні, органогенні та гідрохімічні осадові породи.

Оскільки породи з підвищеними магнітними властивостями зазвичай утворюють ізольовані тіла та пласти серед слабомагнітних порід, морфологія їх виділення визначає структуру та форму магнітних аномалій. Регіональні та локальні магнітні аномалії відрізняються один від одного порядками, інтенсивністю, градієнтами, площами, протяжністю, контурами в плані та вертикальному розрізі.

До найбільших у світі локальних магнітних аномалій належить Курська, обумовлена ​​порівняно неглибоким заляганням залізистих кварцитів. Тут значення магнітного відмінювання змінюються від 10 до 180°, а способи від 40 до 90°.

Вивчення аномального магнітного поля, одержуваного в результаті аеромагнітних, гідромагнітних та наземних зйомок, в даний час широко використовується для дослідження будови земної кори, для пошуку та розвідки різноманітних корисних копалин.

Тісно пов'язане з магнетизмом Землі її природне електричне (телуричні) поле, яке з усіх фізичних полів планети найменше вивчене. В даний час є занадто мало відомостей про структуру та тимчасові варіації електричного поля. Не встановлені з достатньою достовірністю зовнішні та внутрішні фактори, що зумовлюють електричне поле.

Передбачається (Т.Рикитаки), що крім штучних порушень майже всі флуктуації телуричних струмів викликаються електромагнітною індукцією всередині Землі за рахунок змін у часі зовнішнього магнітного поля. До факторів, що викликають телурічні струми, відносяться також: стратосферно-електричні. процеси (коливання іоносфери, полярні сяйва).; .), літосферно-електричні процеси (контактні напруження, термоелектричні та електрохімічні процеси), геомагнітні варіації, викликані океанічними приливними струмами, пов'язані із землетрусами, з вулканічною активністю;

В даний час на основі використання природного електричного поля Землі розроблено геофізичні методи вивчення внутрішньої структури земної кори, пошуків та розвідки родовищ корисних копалин.

Типи залягання осадових порід (згідне, незгодне, горизонтальне, моноклінальне, складчасте, клиноформи)

Первинною формою залягання осадових гірських порід є шар або пласт. Пластом(шаром) називається геологічне тіло, складене однорідною осадової породою, обмежене двома паралельними поверхнями напластування, що має приблизно постійну потужність і займає значну площу. Ряд шарів або пластів, що перекривають (налягають) і підстилають один одного і об'єднуються за якоюсь ознакою (геологічним віком, походженням, петрографічною ознакою і т.д.), називають свитий. Шари гірських порід можна спостерігати в оголеннях. Відслоненнямшарів (пластів) гірських порід називається вихід на поверхню Землі.

Поверхня, що обмежує шар знизу, називається підошвою, зверху - покрівлею. Найбільш витримані за потужністю великих просторах пласти осадових морських порід. Менш витриманою потужністю пластів відрізняються континентальні відкладення, для яких характерні також лінзоподібні та гніздоподібні форми залягання.

Початкове залягання опадів у більшості випадків майже горизонтальне. Будь-яке відхилення пластів від початкового горизонтального залягання називається дислокацією (порушенням). Дислокації бувають без розриву суцільності шарів ( плікативні дислокації) та з розривом ( диз'юнктивні дислокації). Усі дислокації є результатом рухів у земній корі.

При згідно з заляганням порідмежі пластів практично паралельні. Таке положення кордонів зберігається і при похилому та складчастому заляганні пластів. Характерною особливістю приголосного залягання, також є послідовне залягання молодших пластів більш древніх. Формування порід відбувалося в умовах послідовного занурення та безперервного накопичення опадів.

При складнішому геологічному розвитку породи можуть опинитися в умовах незгодного залягання. Особливістю цього виду залягання є наявність у розрізі так званої поверхні розмиву (незгоди), що свідчить про наявність перерви в осадонакопиченні На цій поверхні відбувається контакт порід зі значною різницею у віці.

Дельтові відкладення: умови освіти, літологічний склад, умови залягання, палеогеографічні карти.

Якушова «Загальна геологія»:Дельта. Коли річка впадає в море, спостерігається різке падіння швидкості течії і весь уламковий матеріал, який приносить ріка, випадає на дно прибережної частини водоймища, утворюючи докладний конус виносу.Поступово наростаючи у бік моря в ширину і висоту, він починає виступати на поверхні у вигляді дельти з вершиною, зверненої до річки, і з основою, що розширюється і похилою в бік моря. Термін «дельта» був вперше використаний стосовно конуса виносу Нілу завдяки подібності його форми з грецькою літерою ∆. Дельти утворюються при відносно невеликій глибині моря, достатку річки, що приноситься до гирла уламкового матеріалу, відсутності припливів і відливів і сильних вздовж берегових течій і, головне, при переважанні швидкості акумуляції опадів над швидкістю тектонічних опускань або їх рівності. Наземна дельта переходить у підводну дельту,або авандельту.Якщо море відносно дрібне, русло річки швидко захаращується наносами і вже не може пропустити через себе всю кількість річкової води, що надходить. Внаслідок цього річка шукає вихід із підпору, прориває береги і утворює нові додаткові русла. В результаті в гирловій частині річок утворюється система русел, що гілкуються, званих рукавами,або протоками.Яскравим прикладом багаторукавної дельти є дельта. Волги (рис. 7.21). Протоки розбивають дельту на окремі дрібні та великі острови. Поблизу великих проток утворюються прируслові вали. гриви,складені піщаним і супіщаним матеріалом, а між ними розташовується увігнута частина острова із суглинистим покривом, іноді зайнята озером або заболочена. У результаті розвитку дельти окремі протоки поступово меліють, відмирають, перетворюються на дрібні озера чи болота. При кожній повені дельта річки змінює свою форму: підвищується, розширюється і подовжується у бік моря. В результаті цього у гирлах ряду річок утворюються великі алювіально-дельтові рівнини зі складними рельєфом та співвідношенням різних генетичних типів опадів.

Розміри дельт різні. Найбільших розмірів (довжина понад 1000 км, ширина 300-400 км) досягає величезна алювіально-дельтова рівнина, що представляє собою дельти річок Хуанхе і Янцзи, що злилися. Близькі розміри має загальна алювіально-дельтова рівнина річок Брахмапутри, Ганга, що примикала до них з південного заходу річки. Маханаді. Площа дельт рік Тигра і Євфрату становить 48 000 км 2 , Олени - близько 28 000, Волги - близько 19 000 км 2 . Зростання дельт завширшки та у бік моря йде з різною швидкістю. За даними М. В. Кленової, до регулювання стоку Волги її дельта збільшувалася в середньому на 170 м на рік (див. рис. 7.21).

Для дельтових областей характерна також міграція русла з часом. Так, починаючи з 1852 р. головний проток нар. Хуанхе проходить на північ від Шаньдуня, а раніше він знаходився в південній частині дельти, обходив Шаньдунь з півдня і впадав у море на відстані 480 км від свого сучасного гирла. Низка висота і плоска поверхня дельти сприяють раптовим змінам напрямку течії р. Хуанхе, що спричиняє згубні повені.

Своєрідна дельта нар. Міссісіпі. Річка розширює своє русло у бік моря як глибоких проток на кшталт пальців (дельта типу «пташиної ноги»). Така своєрідність дельти пояснюється тим, що річка приносить велику кількість переважно тонких мулів, які відкладаються на прируслових частинах, утворюючи водонепроникні вали. Просування такої однієї протоки в Мексиканську затоку становить 75 м на рік. Друга характерна риса дельти р. Міссісіпі – формування її в умовах прогинання земної кори при однаковій швидкості акумуляції дельтових опадів. В результаті потужність дельтових відкладень досягає багатьох сотень метрів. За даними А. Холмса, бурінням розкрито потужність близько 600 м, а передбачувана за геофізичними даними дійсна потужність дельтових відкладень значно більша. У той же час у інших річок потужність дельтових відкладень не перевищує нормальну потужність перстративного алювію.

Відкладення дельт. У річкових дельтах зустрічаються різні за складом і генезою відкладення: 1) алювіальні відкладення руслових проток, представлені в рівнинних річках пісками та глинами, у гірських - грубішим матеріалом; 2) озерні відкладення, що утворюються в замкнутих водоймах - відшнурованих руслах або знижених частинах міжруслових островів, представлені переважно суглинистими опадами, багатими на органічну речовину; 3) болотні відкладення - торфовища, що виникають дома заростаючих озер; 4) морські опади, що утворюються при хвилях нагінних. Ці відкладення змінюють один одного як у горизонтальному, так і у вертикальному напрямку, завдяки частим переміщенням руслових проток, з якими пов'язані перенесення та накопичення руслових опадів, утворення озер, різних понижень, заболочування та інші процеси. У ряді випадків спостерігаються перевіювання вітром дельтових опадів та утворення еолових відкладень та форм рельєфу.

Крім накопичення уламкового матеріалу в підводних дельтах і в передустяному просторі моря іноді відбувається випадання речовин, що приносяться річками в розчині, головним чином колоїдних (Fe, Mn, A1 та ін.) Під впливом солоної морської води відбувається їх коагуляція (лат. «коагуляціо» - згортання ). У гирлах річок часто спостерігається також випадання органічних колоїдів. Коагулююча дія морської води особливо позначається на паводку, коли річкові потоки дуже каламутні.

З лекцій: дельтові відкладення накопичуються поза річкою у вигляді конуса виносу Вони мають тришарову будову. Верхній шар - це галька, горизонтальна шаруватість. Середній шар – це пісок, коса шаруватість. Нижній шар – це глина, горизонтальна шаруватість. Ці відкладення збагачені рослинними опадами, а отже, перспективні на нафту та газ.

Методи визначення віку гірських порід. Геохронологічна таблиця. Місцева, регіональна та загальна стратиграфічні шкали.

З лекцій:Абсолютний вік - це проміжок часу, що минув з утворення порід, тобто року.

Відносний вік - це вік порід порівняно з вище або нижче породами.

Визначити абсолютний вікможна за допомогою методу ядерної геохронології. Ці методи ґрунтуються на розпаді радіоактивних елементів. Швидкість розпаду постійна і залежить від будь-яких умов, що відбуваються Землі. Знаючи період напіврозпаду елемента, можна визначити вік мінералу та його зміст.

Основні методи ядерної геохронології:

Свинцевий

Рубідій-стронцієвий

Радіовуглецевий

Калій-аргоновий

Калій-аргоновий методвизначає вік порід, що містять калій та аргон, які утворилися поблизу земної поверхні або на ній і надалі не піддавалися навіть слабкому нагріванню та тиску. Віковий діапазон від 100 млн. років і більше.

Рубідій-стронцієвий методзастосовується лише гірських порід, оскільки у певних умов між мінералами можуть відбуватися хімічні реакції. Віковий діапазон від 5 млн. років і більше.

Свинцевий методє найдосконалішим. Визначення віку гірських порід, що утворюються протягом усієї геологічної історії Землі, вік метеоритів, порід планет Сонячної системи та супутників. Віковий діапазон від 30 млн. років і більше.

Радіовуглецевий методзастосовується у археології. Для визначення віку наймолодших відкладень земної кори. Віковий діапазон від 2 до 60 тис. років ± 200 років.