Детальна будова землі. Внутрішня будова Землі (ядро, мантія, земна кора)

Є одна цікава особливість у будові нашої планети: з найбільш складною та різноманітною будовою ми зустрічаємося в поверхневих шарах земної кори; чим глибше ми опускаємось у надра Землі, тим простіше виявляється її будова. Можна, звичайно, висловити підозру, що це нам тільки так здається, тому що чим глибше ми опускаємося, тим більш приблизними і невизначеними стають наші відомості. Очевидно, це все ж таки не так, і спрощення будови з глибиною є об'єктивним фактом, незалежним від ступеня наших знань.

Ми почнемо свій розгляд зверху, з найскладніше влаштованих верхніх шарів земної кори. Ці верстви, як відомо, вивчаються переважно з допомогою прямих геологічних методів.

Приблизно дві третини земної поверхні вкриті океанами; одна третина посідає частку материків. Будова земної кори під океанами та материками по-різному. Тому ми розглянемо спочатку особливості материків, а потім звернемося до океанів.

На поверхні Землі на материках у різних місцях виявляються гірські породи різного віку. Деякі райони материків складені на поверхні найдавнішими породами - археозойськими або, як їх частіше називають, архейськими, протерозойськими. Разом вони називаються допалеозойськими чи докембрійськими породами. Їх особливістю є те, що більша їх частина сильно метаморфізована: глини перетворилися на метаморфічні сланці, пісковики – на кристалічні кварцити, вапняки – на мармури. Велику роль серед цих порід грають гнейси, тобто сланцеві граніти, а також звичайні граніти. Площі, на яких на поверхню виходять ці найдавніші гірські породи, називаються кристалічними масивами або щитами. Прикладом є Балтійський щит, який обіймає Карелію, Кольський півострів, усю Фінляндію та Швецію. Інший щит охоплює більшу частину Канади. Так само більшість Африки є щит, як і значна частина Бразилії, майже вся Індія і вся Західна Австралія. Усі породи древніх щитів як метаморфізовані і зазнали перекристалізації, а й дуже сильно зім'яті в дрібні складні складки.

Інші області на материках зайняті породами переважно молодшого - палеозойського, мезозойського та кайнозойського віку. Це - головним чином осадові породи, хоча серед них трапляються і породи магматичного походження, що вилилися на поверхню у вигляді вулканічної лави або проникли і застигли на певній глибині. Існують дві категорії областей: на поверхні одних пласти осадових порід залягають спокійно, майже горизонтально, і в них спостерігаються лише рідкісні і невеликі складки. У таких місцях магматичні породи, особливо інтрузивні, мають відносно малу роль. Такі області називаються платформами. В інших місцях осадові породи сильно зім'яті складки, пронизані глибокими тріщинами. Серед них часто зустрічаються магматичні породи, що впровадилися або вилилися. Ці місця зазвичай збігаються із горами. Вони називаються складчастими зонами, або геосинкліналями.

Відмінності між окремими платформами і складчастими зонами - у віці тих, що лежать спокійно або зім'ятих у складки порід. Серед платформ виділяються стародавні платформи, на яких усі палеозойські, мезозойські та кайнозойські породи залягають майже горизонтально поверх сильно метаморфізованої і зім'ятої в складки «кристалічної основи», складеної докембрійськими породами. Прикладом стародавньої платформи є Російська платформа, в межах якої всі верстви, починаючи з кембрійських, лежать дуже спокійно.

Існують платформи, на яких не тільки докембрійські, але також кембрійські, ордовикські та силурійські шари зім'яті в складки, а спокійно поверх цих складок на їхній розмитій поверхні (як кажуть, «незгодно») залягають молодші породи, починаючи з девонських. В інших місцях «складчастий фундамент» утворений, крім докембрійських, усіма палеозойськими породами, а майже горизонтально лежать породи тільки мезозою та кайнозою. Платформи двох останніх категорій називають молодими. Одні з них, як бачимо, утворилися після силурійського періоду (до цього тут існували складчасті зони), інші - після кінця палеозойської ери. Таким чином, з'ясовується, що на материках є платформи різного віку, що утворилися раніше чи пізніше. До того, як утворилася платформа (в одних випадках - до кінця протерозойської ери, в інших - до кінця силурійського періоду, в третіх - до кінця палеозойської ери), у земній корі відбувалося сильне зминання шарів у складки, в неї впроваджувалися магматичні розплавлені породи, опади піддавалися метаморфізації, перекристалізації. І тільки після цього наступало заспокоєння, і наступні шари осадових порід, накопичившись горизонтально на дні морських басейнів, так і зберігали надалі своє спокійне залягання.

Нарешті, в інших місцях усі шари зім'яті в складки та пронизані магматичними породами – аж до неогенових.

Говорячи, що платформи могли утворитися у час, ми водночас вказуємо і різний вік складчастих зон. Справді, на стародавніх кристалічних щитах зминання шарів у складки, використання магматичних порід, перекристалізація закінчилися на початок палеозою. Отже, щити є зонами докембрійської складчастості. Там, де спокійне залягання верств не порушувалося з девонського періоду, зминання шарів у складки тривало остаточно силурійського періоду, чи, як кажуть, остаточно раннього палеозою. Отже, ця група молодих платформ є водночас областю ранньопалеозойської складчастості. Складчастість цього часу зветься каледонської складчастості. Там, де платформа утворилася з початку мезозою, ми маємо зони пізньопалеозойської або герцинської складчастості. Нарешті області, де в складки сильно зім'яті всі шари, аж до неогенових включно, є зонами наймолодшої, альпійської складчастості, що залишила не зім'ятими тільки шари, що утворилися в четвертинному періоді.

Карти, що зображують розташування платформ та складчастих зон різного віку та деякі інші особливості будови земної кори, називаються тектонічними (тектоніка – розділ геології, що вивчає рухи та деформації земної кори). Ці карти є доповненням до геологічним картам. Останні є первинні геологічні документи, що найбільш об'єктивно висвітлюють будову земної кори. На тектонічних картах містяться вже деякі висновки: про вік платформ і складчастих зон, про характер і час утворення складок, про глибину залягання складчастого фундаменту під спокійними шарами платформ та ін. академіком А. Д. Архангельським. Після Великої Великої Вітчизняної війни тектонічні карти Радянського Союзу складалися під керівництвом академіка М. З. Шатського. Ці карти прийняті як приклад для складання міжнародних тектонічних карт Європи, інших материків та всієї Землі загалом.

Товщина осадових світ у тих місцях, де вони лежать спокійно (тобто на платформах), і там, де вони сильно зім'яті в складки, різна. Наприклад, відкладення юрського віку на Російській платформі ніде не мають товщини або «потужності» більше 200 метрів, тоді як їх товщина на Кавказі, де вони сильно зім'яті в складки, подекуди сягає 8 кілометрів. Відкладення кам'яновугільного періоду на тій же Російській платформі мають потужність не більше кількох сотень метрів, а на Уралі, де ті ж відкладення сильно зім'яті в складки, їх потужність подекуди зростає до 5-6 кілометрів. Це вказує на те, що коли на платформі та в районах складчастої зони накопичувалися одновікові відкладення, земна кора дуже мало прогиналася на платформі і набагато сильніше прогиналася у складчастій зоні. Тому на платформі не було місця для накопичення таких потужних світ, які могли накопичитися в глибоких прогинах земної кори в складчастих зонах.

У межах платформ і складчастих зон потужність осадових порід, що накопичилися, не залишається всюди однаковою. Вона змінюється від ділянки до ділянки. Але на платформах зміни ці плавні, поступові та невеликі. Вони вказують, що під час накопичення відкладень платформа прогиналася місцями трохи більше, місцями трохи менше і в її фундаменті утворювалися широкі пологи прогини (синеклізи), розділені такими ж пологими підняттями (антеклізами). На противагу цьому в складчастих зонах потужність осадових порід одного і того ж віку змінюється від ділянки до ділянки дуже різко, на коротких відстанях, то зростаючи до кількох кілометрів, то зменшуючись до кількох сотень або десятків метрів або навіть нанівець. Це вказує на те, що під час накопичення опадів у складчастій зоні одні райони прогиналися сильно і глибоко, інші прогиналися мало або навіть зовсім не прогиналися, а треті в той же час сильно піднімалися, як про те свідчать грубоуламкові відкладення, що знаходяться поруч з ними, що утворилися. в результаті розмиву ділянок, що підіймалися. При цьому суттєво те, що всі ці ділянки, що інтенсивно прогинаються і інтенсивно піднімалися, були вузькі і розташовувалися у вигляді смуг тісно поруч один з одним, що призводило до дуже великих контрастів у рухах земної кори на близьких відстанях.

Маючи на увазі всі зазначені особливості рухів земної кори: дуже контрастні та сильні опускання та підняття її, сильну складчастість, енергійну магматичну діяльність, тобто всі особливості історичного розвитку складчастих зон, ці зони зазвичай називають геосинкліналями, Залишаючи назву «складчаста зона» лише для характеристики сучасної їх будови, що явився результатом всіх бурхливих подій, що передували в земній корі. Терміном «геосинкліналь» ми й надалі користуватимемося, коли йтиметься не про сучасну будову складчастої зони, а про особливості її попереднього розвитку.

Платформи та складчасті зони значно відрізняються один від одного за тими корисними копалинами, які знаходяться на їх території. На платформах мало магматичних порід, які впровадилися в шари осадових порід, що спокійно лежать. Тому на платформах лише рідко зустрічаються корисні копалини магматичного походження. Зате в спокійно залягають осадових шарах платформи широко поширені вугілля, нафта, природні гази, а також кам'яна сіль, гіпс, будівельні матеріали тощо. У складчастих зонах перевага на боці корисних копалин. Це різні метали, які утворилися в різні стадії застигання магматичних вогнищ.

Втім, коли ми говоримо про переважну приуроченість осадових корисних копалин до платформ, не треба забувати, що йдеться про шари, що залягають спокійно, а не про ті сильно метаморфізовані і зім'яті кристалічні породи давнього «складчастого фундаменту» платформ, який найкраще видно на « щитах». Ці породи фундаменту відбивають ту епоху, коли платформи тут ще було, а існувала геосинкліналь. Тому корисні копалини, які у складчастому фундаменті, на кшталт своєму - геосинклінальні, т. е. переважно магматичні. Отже, на платформах існує два поверхи корисних копалин: нижній поверх - древній, що належить фундаменту, геосинклінальний; йому характерні металеві руди; верхній поверх - власне платформний, що належить покриву осадових порід, що спокійно лежить на фундаменті; це - осадові, тобто переважно неметалеві корисні копалини.

Декілька слів треба сказати про складки.

Вище згадувалася сильна складчастість у складчастих зонах і слабка складчастість на платформах. Слід зазначити, що йдеться як про різної інтенсивності складчастості, а й у тому, що з складчастих зон і платформ характерні складки різних типів. У складчастих зонах складки належать типу, що називається лінійним або повним. Це - довгі вузькі складки, які, як хвилі, йдуть один за одним, примикаючи один до кола і покриваючи великі площі. Складки мають різну форму: деякі їх округлі, інші гострі, одні прямі, вертикальні, інші - похилі. Але всі вони схожі один на одного, а головне, покривають складчасту зону безперервною низкою.

На платформах – складки іншого типу. Це окремі ізольовані підняття шарів. Деякі з них мають столоподібну або, як кажуть, скринькову або коробчасту форму, багато хто має вигляд пологих куполів або валів. Складки тут не витягнуті, як у складчастій зоні, у смуги, а розташовуються складнішими фігурами або розкидані досить безладно. Це складчастість «переривчаста», або куполоподібна.

Складки уривчастого типу - скринькові підняття, бані та вали - зустрічаються не тільки на платформі, а й на краю складчастих зон. Отже існує певною мірою поступовий перехід від платформних складок до тих, які типові для складчастих зон.

На платформах і краю складчастих зон зустрічається ще одне своєрідний тип складок - звані «діапірові куполи». Вони утворюються там, де на якійсь глибині лежать потужні пласти кам'яної солі, гіпсу або м'яких глин. Питома вага кам'яної солі менша, ніж питома вага інших осадових порід (кам'яної солі 2,1, пісків та глин 2,3). Таким чином, легша сіль виявляється під важчими глинами, пісками, вапняками. Завдяки здатності гірських порід повільно пластично деформуватися під дією малих механічних сил (явище повзучості, про яке згадувалося вище), сіль прагне спливти до поверхні, проткнувши і розсунувши вище важкі шари. Цьому допомагає те, що сіль під тиском виявляється надзвичайно плинною і водночас міцною: вона легко тече, але не ламається. Сіль виринає у вигляді колон. При цьому вона піднімає вищележачі шари, згинає їх куполообразно і, випираючи вгору, викликає розколювання їх на окремі шматки. Тому на поверхні такі діапірові бані часто мають вигляд «розбитої тарілки». Аналогічним способом утворюються діапірові складки, в ядрах протикання яких ми знаходимо не сіль, а м'які глини. Але глиняні діапірові складки зазвичай мають вигляд не круглих колон, як соляні діапірові бані, а довгих витягнутих гребенів.

Куполи, що зустрічаються на платформах (у тому числі і діапірові) і вали відіграють велику роль в утворенні скупчень нафти і газів. У складчастих зонах родовища з корисними копалинами переважно приурочені до тріщин.

Звернемося тепер до глибших верств земної кори. Нам доведеться залишити область, яка нам відома за безпосередніми спостереженнями з поверхні, і попрямувати гуду, де відомості можна отримати лише шляхом геофізичних досліджень.

Як мовилося раніше, у межах видимої частини земної кори найглибше лежать метаморфічні породи архейського віку. Серед них найбільше поширені гнейси та граніти. Спостереження показують, що чим глибший зріз земної кори ми спостерігаємо на поверхні, тим більше зустрічаємо гранітів. Тому можна думати, що ще глибше - за кілька кілометрів під поверхнею кристалічних щитів або приблизно за 10 км під поверхнею платформ і складчастих зон - ми зустріли б під материками суцільний шар граніту. Верхня поверхня цього гранітного шару дуже нерівна: вона то піднімається до денної поверхні, то опускається на 5-10 км нижче за неї.

Глибину нижньої поверхні цього шару нам залишається лише припускати на підставі деяких даних про швидкість поширення у земній корі пружних сейсмічних коливань. Швидкість руху про поздовжніх сейсмічних хвиль у гранітах загалом близько 5 км/сек.

У поздовжніх хвилях коливання частинок відбуваються у напрямі руху хвиль: уперед і назад. Так звані поперечні хвилі характеризуються коливаннями впоперек напряму руху хвилі: вгору - вниз або вправо - вліво.

Але в ряді місць було виявлено, що на глибині 10, 15, 20 км швидкість поширення тих же поздовжніх сейсмічних хвиль стає більшою і досягає 6 або 6,5 км/сек. Оскільки ця швидкість надто велика для граніту і близька до швидкості поширення пружних коливань, що характеризує за лабораторними випробуваннями таку породу, як базальт, шар земної кори з більшою швидкістю поширення сейсмічних хвиль отримав назву базальтового. У різних районах він починається на різній глибині - зазвичай на глибині 15 або 20 км, але в деяких районах підходить набагато ближче до поверхні, і свердловина глибиною 6-8 км могла б його досягти.

Однак досі жодна свердловина не проникла у базальтовий шар і ніхто не бачив тих порід, що лежать у цьому шарі. Чи це базальти? З цього приводу висловлюються сумніви. Деякі думають, що замість базальтів ми знайдемо там ті ж гнейси, граніти і метаморфічні породи, які властиві гранітному шару, що вищележать, але які на більшій глибині сильно ущільнені тиском вищележачих порід, і тому швидкість поширення в них сейсмічних хвиль більша. Вирішення цього питання представляє величезний інтерес і не тільки теоретичний: десь у нижній частині гранітного і верхньої частини базальтового шарів відбуваються процеси утворення гранітів і зародження тих гарячих розчинів і газів, з яких вище, за їхнього руху до поверхні, кристалізуються різні рудні мінерали. Знати, що являє собою базальтовий шар, - це означає краще попять процеси утворення металевих руд в земній корі і закони їх поширення. Ось чому заслуговує на підтримку проект буріння надглибинних свердловин для вивчення будови всього гранітного і принаймні верхньої частини базальтового шару.

Базальтовий шар – нижній шар материкової земної кори. Внизу він відокремлюється від глибших частин Землі дуже різким розділом, який називається розділом Мохоровичича(На ім'я югославського сейсмолога, який відкрив існування цього розділу на початку нашого століття). У цьому розділі Мохоровичича (чи, скорочено, Мохо) швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль змінюється різким стрибком: вище розділу вона зазвичай дорівнює 6,5 км/сек, а відразу нижче його збільшується до 8 км/сек. Цей розділ вважається нижньою межею земної кори. Відстань його від поверхні, отже, є товщиною земної кори. Спостереження показують, що товщина кори під материками не однакова. У середньому вона дорівнює 35 км, але під горами зростає до 50, 60 і навіть 70 км. При цьому чим вище гори, тим товстіша земна кора: великому виступу поверхні землі вгору відповідає значно більший за розміром виступ вниз; таким чином, гори мають як би «коріння», що глибоко опускаються в глибші шари Землі. Під рівнинами, навпаки, товщина кори виявляється меншою за середню. Змінюється також від району до району та відносна роль у розрізі земної кори гранітного та базальтового шарів. Особливо цікаво, що під одними горами «коріння» утворено головним чином за рахунок збільшення товщини гранітного шару, а під іншими – за рахунок зростання товщини базальтового шару. Перший випадок спостерігається, наприклад, на Кавказі, другий – у Тянь-Шані. Далі ми побачимо, що походження цих гір по-різному; це позначилося і різному будові під ними земної кори.

Одна властивість земної кори, тісно пов'язана з «корінням» гір, слід особливо відзначити: це так звана ізостазія, або рівновага. Спостереження над величиною сили тяжіння лежить на поверхні Землі показують, як ми бачили, наявність деяких коливань цієї величини з місця до місця, т. е. існування деяких аномалій сили тяжкості. Однак ці аномалії (після відрахування впливу географічного та висотного положення точки спостереження) надзвичайно малі; вони можуть викликати зміну ваги людини лише на кілька грамів. Такі відхилення від нормальної сили тяжіння надзвичайно малі порівняно з тими, на які можна було б очікувати, маючи на увазі рельєф земної поверхні. Справді, якби гірські хребти були нагромадження зайвих мас лежить на поверхні Землі, ці маси мали б створювати сильніше тяжіння. Навпаки, над морями, де замість щільних гірських порід притягуючим тілом є менш щільна вода, сила тяжіння мала б слабшати.

Насправді, таких відмінностей немає. Сила тяжіння не стає більше в горах і менше на морі, вона всюди приблизно однакова, а відхилення від середньої величини, що спостерігаються, значно менше того впливу, який мали б надавати нерівності рельєфу або заміна порід морською водою. Звідси можливий лише один висновок: додатковим масам на поверхні, що утворює хребти, має відповідати нестача мас на глибині; тільки в цьому випадку загальна маса та загальне тяжіння порід, що знаходяться під горами, не перевищить нормальну величину. Навпаки, нестачі мас на поверхні в морях повинні відповідати якісь важчі маси на глибині. Зазначені вище зміни товщини кори під горами та рівнинами якраз і відповідають цим умовам. Середня густина порід земної кори дорівнює 2,7. Під земною корою, відразу нижче розділу Мохо, речовина має вищу щільність, досягає 3,3. Тому там, де земна кора тонша (під низовинами), ближче до поверхні підступає важкий підкоровий «субстрат» і його вплив компенсує «недостачу» мас на поверхні. Навпаки, у горах збільшення товщини легкої кори знижує загальну силу тяжіння, компенсуючи цим збільшення тяжіння, яке викликається додатковими поверхневими масами. Створюються умови, за яких земна кора як би плаває на важкій підстилці подібно до крижин на воді: товстіша крижина глибше занурюється у воду, але і вище видається над нею; менш товста крижина занурюється менше, але й менше виступає.

Така поведінка крижин відповідає відомому закону Архімеда, що визначає рівновагу плаваючих тіл. Цьому ж закону підпорядковується і земна кора: там, де вона товстіша, вона глибше йде в субстрат у вигляді «коренів», але й вище виступає на поверхні; де кора тонша, важкий субстрат підходить ближче до поверхні, а поверхня кори виявляється відносно опущеною і утворює або рівнину, або дно моря. Таким чином, стан кори відповідає рівновазі плаваючих тіл, чому цей стан і називається ізостазією.

Слід зазначити, що висновок про рівновагу земної кори по відношенню до її тяжкості та субстрату справедливий у тому випадку, якщо ми враховуватимемо середню товщину кори та середню висоту її поверхні для великих площ – діаметром у кілька сотень кілометрів. Якщо ж ми з'ясовуватимемо поведінку значно менших ділянок земної кори, то виявимо ухилення від рівноваги, невідповідності між товщиною кори та висотою її поверхні, які і виражаються у вигляді відповідних аномалій сили тяжіння. Уявімо собі велику крижину. Її рівновага, як тіла, що плаває на воді, залежатиме від її середньої товщини. Але в різних місцях крижина може мати дуже різну товщину, вона може бути роз'їдена водою і її нижня поверхня може мати багато дрібних кишень та опуклостей. У межах кожної кишені або кожної опуклості положення льоду по відношенню до води може сильно відрізнятися від рівноважного: якщо ми виколемо відповідний шматок льоду з крижини, то він або зануриться глибше навколишньої крижини, або спливає вище за неї. Але в цілому крижина знаходиться в рівновазі, і ця рівновага залежить від середньої товщини крижини.

Під земною корою ми входимо в наступну дуже потужну оболонку Землі, звану мантією Землі. Вона простягається вглиб на 2900 км. На цій глибині знаходиться наступний різкий розділ у речовині Землі, що відокремлює мантію від ядра Землі. Усередині мантії, у міру поглиблення, швидкість поширення сейсмічних хвиль зростає і внизу мантії досягає поздовжніх хвиль 13,6 км/сек. Але наростання цієї швидкості нерівномірне: воно значно швидше у верхній частині, до глибини близько 1000 км, і надзвичайно повільно та поступово на більшій глибині. У зв'язку з цим мантію можна розділити на дві частини – верхню та нижню мантію. Тепер накопичується дедалі більше даних, що вказують, що таке поділ мантії на верхню і нижню має велике важливе значення, оскільки розвиток земної кори, очевидно, безпосередньо з процесами, які у верхній мантії. Про характер цих процесів буде далі. Нижня мантія, мабуть, мало впливає безпосередньо на земну кору.

Речовина, з якої складається мантія, тверда. Це підтверджує характер проходження через мантію сейсмічних хвиль. Щодо хімічного складу мантії є розбіжності у поглядах. Деякі думають, що верхня мантія складається з гірської породи, яка називається перидотитом. Ця порода містить дуже небагато кремнезему; основною складовою її є мінерал оливин - силікат, багатий на залізо і магній. Інші припускають, що верхня мантія значно багатша за кремнезем і за своїм складом відповідає базальту, але мінерали, з яких складається цей глибинний базальт, більш щільні, ніж мінерали поверхневого базальту. Наприклад, у глибинному базальті істотну роль грають гранати - мінерали з дуже щільною «упаковкою» атомів у кристалічній решітці. Такий глибинний базальт, що вийшов як би в результаті спресування звичайного поверхневого базальту, називається еклогітом.

Існують аргументи на користь обох поглядів. Зокрема, другу точку зору підтверджує величезна кількість базальтів, що виливаються і виливаються зараз під час вулканічних вивержень дуже одноманітних за своїм хімічним складом. Джерело їх може бути лише у верхній мантії.

Якщо ця точка зору виявиться правильною, то тоді ми повинні вважати, що на розділі Мохо відбувається не зміна хімічного складу речовини, а перехід одного і того ж за хімічним складом речовини в новий, більш щільний, «глибинний» стан, в інший, як кажуть , Фазу. Такі переходи називаються "фазовими переходами". Цей перехід залежить від зміни із глибиною тиску. При досягненні певної величини тиску звичайний базальт перетворюється на еклогіт і менш щільні польові шпати замінюються щільнішими гранатами. На такі переходи впливає також температура: підвищення її при тому самому тиску ускладнює перехід базальту в еклогіт. Тому нижня межа земної кори стає рухомою залежною від зміни температури. Якщо температура підвищується, то частина еклогіту перетворюється на звичайний базальт, межа кори опускається, кора стає товще; при цьому обсяг речовини зростає на 15%. Якщо ж температура знижується, то при тому ж тиск частина базальту в нижніх шарах кори переходить в еклогіт, межа кори піднімається, кора стає тоншою, і обсяг матеріалу, що перейшов у нову фазу, зменшується на 15%. Цими процесами можна пояснити коливання земної кори вгору і вниз: внаслідок свого потовщення кора спливатиме, підніматиметься, при зменшенні ж товщини вона тонутиме, прогинатиметься.

Однак остаточно питання про хімічний склад та фізичний стан верхньої мантії буде вирішено, мабуть, тільки в результаті надглибокого буріння, коли бурові свердловини, пройшовши наскрізь всю кору, досягнуть речовини верхньої мантії.

Важливою особливістю будови верхньої мантії є пояс розм'якшення, розташований на глибині між 100 і 200 км. У цьому поясі, який називається також астеносферою, швидкість поширення пружних коливань трохи менше, ніж вище і нижче за нього, а це свідчить про дещо менш твердий стан речовини. Надалі побачимо, що «пояс розм'якшення» грає у житті Землі дуже значної ролі.

У нижній мантії речовина стає значно важчою. Його щільність підвищується, мабуть, до 5,6. Передбачається, що воно складається з силікатів, дуже багатих на залізо і магній і бідних кремнеземом. Можливо, що у нижній мантії широко поширений сульфід заліза.

На глибині 2900 км, як вказувалося, мантія закінчується і починається ядро Землі. Найважливішою особливістю ядра є те, що воно пропускає поздовжні сейсмічні коливання, але виявляється непрохідним для поперечних коливань. Оскільки поперечні пружні коливання проходять через тверді тіла, але швидко згасають у рідинах, тоді як поздовжні коливання проходять і крізь тверді, і рідкі тіла, слід зробити висновок, що ядро ​​Землі знаходиться в рідкому стані. Звичайно, воно далеко не таке рідке, як вода; це дуже густа речовина, близька до твердого стану, але все ж таки значно більш текуча, ніж речовина мантії.

Усередині ядра виділяється ще внутрішнє ядро, або ядерце. Верхня межа його знаходиться на глибині 5000 км., тобто на відстані 1370 км. від центру Землі. Тут спостерігається не дуже різкий розділ, на якому швидкість сейсмічних коливань ще раз швидко падає, а потім у напрямку до центру Землі знову починає зростати. Є припущення, що внутрішнє ядро ​​тверде і що рідкому стані перебуває лише зовнішнє ядро. Однак, оскільки останнє перешкоджає проходженню поперечних коливань, питання про стан внутрішнього ядра не може бути остаточно вирішене.

Про хімічний склад ядра було багато суперечок. Вони продовжуються досі. Багато хто ще дотримується старої точки зору, вважаючи, що ядро ​​Землі складається із заліза з невеликою домішкою нікелю. Прототипом цього складу є металеві метеорити. Метеорити взагалі розглядаються або як осколки планет, що раніше існували і розпалися, або як дрібні космічні тіла, що залишилися «невикористаними», з яких кілька мільярдів років тому були «зібрані» планети. В обох випадках метеорити повинні начебто представляти хімічний склад тієї чи іншої оболонки планети. Кам'яні метеорити, мабуть, відповідають хімічному складу мантії, у разі нижньої. Більш важкі, металеві метеорити відповідають глибшим надрам - ядру планети.

Однак інші дослідники знаходять аргументи проти уявлення про залізний склад ядра і вважають, що ядро ​​має складатися з силікатів, загалом таких, які складають мантію, але що ці силікати перебувають у «металевому» стані внаслідок величезного тиску в ядрі на верхній межі ядра воно дорівнює 1,3 млн. атмосфер, а центрі Землі 3 млн. атм.). Це означає, що під впливом тиску атоми силікатів частково зруйнувалися і від них відкололися окремі електрони, які отримали можливість рухатися незалежно. Цим, як і металах, зумовлені деякі металеві властивості ядра: велика щільність; досягає в центрі Землі 12,6 електропровідність, теплопровідність.

Нарешті, існує і проміжна точка зору, що починає тепер переважати, а саме, що внутрішнє ядро ​​- залізне, а зовнішнє складене силікатами в металевому стані.

Відповідно до сучасної теорії, із зовнішнім ядром пов'язане магнітне поле Землі. Заряджені електрони рухаються у зовнішньому ядрі на глибині між 2900 та 5000 км, описуючи круги чи петлі, і це їх рух і призводить до виникнення магнітного поля. Добре відомо, що радянські ракети, пущені до Місяця, не виявили нашого природного супутника магнітного поля. Це цілком відповідає припущенням про відсутність у Місяця ядра, подібного до земного.

Розглянемо тепер будову земних надр під океанами.

Хоча останнім часом, починаючи з Міжнародного Геофізичного Року, дно океану та глибини Землі під океанами вивчаються надзвичайно інтенсивно (добре відомі численні рейси радянського дослідницького корабля «Витязь»), ми знаємо геологічну будову територій океанів все ж таки набагато гіршу, ніж будову материків. Встановлено, втім, що на дні океанів немає щитів, платформ та складчастих зон, подібних до тих, які відомі на материках. По рельєфу дна в океанах можна виділити як найбільші елементи рівнини (або басейни), океанічні хребти і глибоководні рови.

Рівнини займають широкі простори дні всіх океанів. Вони розташовуються в більшості випадків на одній глибині (5-5,5 км).

Океанічні хребти є широкі бугристі вали. Особливо характерним є Атлантичний підводний хребет. Він простягається з півночі на південь, точно по середній лінії океану, згинаючи паралельно берегам материків, що облямовують. Його гребінь знаходиться зазвичай на глибині близько 2 км, але окремі вершини піднімаються вище за рівень моря у вигляді вулканічних островів (острова Азорські, Св. Павла, Вознесіння, Трістань-да-Кунья). На продовженні підводного хребта розташована Ісландія з її вулканами.

Підводний хребет в Індійському океані тягнеться також у меридіональному напрямку вздовж середньої лінії океану. У островів Чагос цей хребет розгалужується. Одна його гілка йде прямо на північ, де на його продовженні в районі Бомбея відомі величезні потоки вулканічних базальтів (плато Деккан). Інша гілка прямує на північний захід і губиться перед входом у Червоне море.

Атлантичний та Індійський підводні хребти з'єднані між собою. У свою чергу, Індійський хребет з'єднується зі Східно-Тихоокеанським підводним хребтом. Останній тягнеться в широтному напрямку на південь від Нової Зеландії, але на меридіані 120° західної довготи різко повертає на північ. Він наближається до берегів Мексики і тут губиться в мілководді перед входом до Каліфорнійської затоки.

Ряд коротших підводних хребтів займає центральну частину Тихого океану. Майже всі вони витягнуті з південного сходу на північний захід. На вершині одного такого підводного хребта розташовані Гавайські острови, на вершинах інших – численні архіпелаги дрібніших островів.

Прикладом підводного океанічного хребта є відкритий радянськими вченими в Північному Льодовитому океані хребет Ломоносова.

Майже всі великі підводні хребти з'єднані між собою і утворюють єдину систему. Неясно поки що взаємини хребта Ломоносова з іншими хребтами.

Глибоководні океанічні вибоїни є вузькі (100-300 км) і довгі (кілька тисяч кілометрів) жолоби в дні океану, в межах яких спостерігаються максимальні, глибини. Саме в одній з таких вибоїн, Маріанської, була знайдена радянським експедиційним судном «Витязь» найбільша глибина Світового океану, що досягає 11034 м. Глибоководні вибоїни розташовані по периферії океанів. Найчастіше вони оздоблюють острівні дуги. Останні у низці місць є характерною особливістю будови перехідних зон між материками та океаном. Острівні дуги особливо широко розвинені по західній периферії Тихого океану - між океаном, з одного боку, та Азією та Австралією, з іншого. З півночі на південь гірляндами спускаються дуги Алеутських островів, Курильських, Японських, Боніно-Маріанських, Філіппінських, Тонга, Кермадек і Нової Зеландії. Майже всі ці дуги із зовнішнього (опуклого) боку облямовуються глибоководними вибоїнами. Така ж вибоїна облямовує Антильську острівну дугу в Центральній Америці. Інша вибоїна облямовує з боку Індійського океану острівну дугу Індонезії. Деякі вибоїни, перебуваючи на периферії океану, не пов'язані з острівними дугами. Така, наприклад, Атакамська вибоїна біля берегів Південної Америки. Периферичне становище глибоководних вибоїн, звісно, ​​невипадково.

Говорячи про геологічну будову дна океану, насамперед слід зазначити, що у відкритому океані товщина пухких опадів, що накопичилися на дні, невелика - не більше кілометра, а часто і менше. Ці опади складаються з дуже тонких вапняних мулів, утворених переважно мікроскопічно дрібними раковинками одноклітинних організмів – глобігерин, а також з так званих червоних глибоководних глин, що містять найдрібніші крупинки оксидів заліза та марганцю. Останнім часом у багатьох місцях на величезних відстанях від берегів виявлено цілі смуги опадів уламкового походження – пісків. Вони явно принесені до цих районів океанів з прибережних областей і своїм існуванням вказують на наявність сильних глибоководних течій в океанах.

Інший особливістю є величезний та повсюдний розвиток слідів вулканічної діяльності. На дні всіх океанів відома велика кількість величезних конусовидних гір; це - згаслі древні вулкани. Багато на дні океанів і вулканів, що діють. З цих вулканів виливались і виливаються лише базальти і навіть дуже однакові до свого складу, всюди однакові. По периферії океанів, на острівних дугах, відомі й інші лави, що містять більше кремнезему, – андезити, але в середніх частинах океанів вулканічні виливи – лише базальтові. І взагалі середніх частинах океанів майже невідомо ніяких інших твердих гірських порід, крім базальтів. Океанографічна драга завжди піднімала з дна уламки тільки базальтів, якщо не брати до уваги деяких осадових порід. Слід ще згадати про глибокі величезні широтні тріщини завдовжки кілька тисяч кілометрів, що розтинають дно північно-східної частини Тихого океану. Уздовж цих тріщин простежуються різкі уступи у дні океану.

Глибинна будова земної кори в океані значно простіша, ніж під материками. В океанах відсутній гранітний шар і пухкі опади безпосередньо лежать на базальтовому шарі, товщина якого значно менша, ніж на материках: зазвичай вона дорівнює всього 5 км. Таким чином, тверда частина земної кори в океанах складається з одного кілометра пухких опадів та п'яти кілометрів базальтового шару. Те, що цей шар дійсно складається з базальту, для океанів набагато ймовірніше, ніж для материків, якщо врахувати широке поширення базальтів на дні океану та океанічних островах. Якщо до цього додати п'ять кілометрів середньої товщини шару океанічної води, то глибина нижньої межі земної кори (розділу Мохо) під океанами буде лише 11 км - набагато менше, ніж під материками. Таким чином, океанічна кора тонша за материкову. Тому американські інженери і почали буріння крізь усю земну кору саме в океані, з плавучою буровою установкою, розраховуючи там легше досягти верхніх шарів мантії та з'ясувати їхній склад.

Є дані, що змушують припускати, що океанічна кора стає товщою під підводними хребтами. Там її товщина 20-25 км, і вона залишається базальтовою. Цікаво, що кора має океанічну будову не тільки під відкритими океанами, а й під деякими глибокими морями: базальтова кора і відсутність гранітного шару були встановлені під глибиною Чорного моря, під Південним Каспієм, під найбільш глибокими западинами Карибського моря, під Японським морем і в Японії. інших місцях. Моря проміжної глибини мають і проміжну будову кори: вона під ними тонша за типову материкову, але товщу за океанічну, має і гранітний і базальтовий шари, але гранітний шар набагато тонший, ніж на материку. Така проміжна кора спостерігається у дрібних районах Карибського моря, в Охотському морі та інших місцях.

Будова мантії та ядра під океанами загалом подібна до будови їх під материками. Відмінність спостерігається у верхній мантії: "пояс розм'якшення" (астеносфера) під океанами товщі, ніж під материками; під океанами цей пояс починається вже на глибині 50 км і продовжується в глибину до 400 км, тоді як на материках він зосереджений між 100 та 200 км глибини. Отже, розбіжності у будові між материками і океанами поширюються як на всю товщу земної кори, а й у верхню мантію до глибини щонайменше 400 км. Глибше – у нижніх шарах верхньої мантії, у нижній мантії, у зовнішньому та внутрішньому ядрі – жодних змін у будові у горизонтальному напрямку, жодних відмінностей між материковими та океанічними секторами Землі поки не знайдено.

На закінчення скажемо кілька слів про деякі загальні властивості земної кулі.

Земна куля випромінює тепло. Постійний потік тепла тече із внутрішніх частин Землі до поверхні. У зв'язку з цим існує так званий температурний градієнт – підвищення температури із глибиною. У середньому цей градієнт приймається рівним 30 ° на 1 км, тобто з поглибленням на 1 км температура підвищується на 30 ° Цельсія. Цей градієнт, однак, змінюється у дуже широких межах від місця до місця. Крім того, він правильний тільки для поверхневих частин земної кори. Якби він зберігався таким самим до центру Землі, то у внутрішніх областях Землі температура була б настільки висока, що наша планета просто вибухнула б. Зараз немає сумнівів у тому, що з глибиною температура підвищується все повільніше та повільніше. У нижній мантії та в ядрі вона підвищується дуже слабо і в центрі Землі, мабуть, не перевищує 4000 °.

З температурного градієнта поблизу поверхні, і навіть з теплопровідності гірських порід, можна визначити, скільки тепла притікає з глибини назовні. Виявляється, що кожної секунди Земля зі всієї своєї поверхні втрачає 6 ∙ 10 12 калорій. Останнім часом було зроблено чимало вимірів розміру теплового потоку Землі у різних місцях -на материках і дні океанів. Виявилося, що в середньому тепловий потік дорівнює 1,2 10 -6 кал/см 2 в секунду. В окремих найбільш звичайних випадках він коливається між 0,5 і 3 ∙ 10 -6 кал/см 2 на секунду, причому немає жодних відмінностей у виділенні тепла на материках та в океані. Однак на цьому рівномірному тлі були виявлені аномальні зони - з дуже високою віддачею тепла, що в 10 разів перевищує нормальний тепловий потік. Такими зонами є підводні океанічні хребти. Особливо багато вимірів було зроблено на Східно-Тихоокеанському хребті.

Ці спостереження ставлять перед геофізиками цікаве питання. Наразі цілком зрозуміло, що джерелом тепла всередині Землі є радіоактивні елементи. Вони присутні у всіх гірських породах, у всьому матеріалі земної кулі та при своєму розпаді виділяють тепло. Якщо врахувати середній вміст радіоактивних елементів у гірських породах, прийняти, що їх у мантії дорівнює вмісту їх у кам'яних метеоритах, а зміст у ядрі вважати рівним вмісту в залізних метеоритах, то виявиться, що загальної кількості радіоактивних елементів більш ніж достатньо освіти потоку, що спостерігається тепла. Але відомо, що граніти містять у середньому в 3 рази більше радіоактивних елементів, ніж базальти, і, відповідно, мають більше виробляти тепла. Оскільки гранітний шар є в земній корі під материками і відсутня під океанами, можна було б припускати, що потік тепла на материках має бути більшим, ніж на дні океану. Насправді це негаразд, загалом потік скрізь однаковий, але дні океанів є зони з ненормально високим тепловим Потоком. Надалі спробуємо пояснити цю аномалію.

Форма Землі, як відомо, - куля, трохи сплюснута біля полюсів. Завдяки сплюснутості радіус від центру Землі до полюса на 1/300 частку коротше радіуса, спрямованого від центру до екватора. Ця різниця становить приблизно 21 км. На глобусі діаметром в 1 м вона складе трохи більше півтора міліметра і практично непомітна. Було вираховано, що таку форму мав би прийняти рідку кулю, розміром із Землю, що обертається з тією самою швидкістю. Це означає, що завдяки властивості повзучості, про що ми говорили вище, матеріал Землі, що піддається дуже тривалому впливу відцентрової сили, деформувався і прийняв таку рівноважну форму, яку (звичайно набагато швидше) прийняла б рідина.

Цікавою є суперечливість властивостей речовини Землі. Пружні коливання, викликані землетрусами, поширюються в ньому як у дуже твердому тілі, а перед довготривалою відцентровою силою та ж речовина поводиться як дуже рухлива рідина. Така суперечливість звичайна для багатьох тіл: вони виявляються твердими, коли на них діє короткочасна сила, удар, подібний до сейсмічного поштовху, і стають пластичними, коли сила впливає на них повільно, поволі. Про цю властивість вже говорилося при описі зминання шарів твердих гірських порід у складки. Втім, останнім часом з'явилися дані, що дозволяють думати, що речовина Землі пристосовується до дії відцентрової сили з запізненням. Справа в тому, що Земля поступово уповільнює своє обертання. Причиною цього є морські припливи, викликані тяжінням Місяця. На поверхні Світового океану завжди існують дві опуклості, одна з яких звернена до Місяця, а інша – у протилежний бік. Ці опуклості переміщаються поверхнею у зв'язку з обертанням Землі. Але внаслідок інерції та в'язкості води гребінь опуклості, зверненої до Місяця, завжди трохи спізнюється, завжди трохи зміщений у напрямку обертання Землі. Тому Місяць притягує хвилю не по перпендикуляру до земної поверхні, а по дещо похилій лінії. Ось цей нахил і призводить до того, що тяжіння Місяця постійно гальмує обертання Землі. Гальмування це дуже мало. Завдяки йому добу збільшуються на дві тисячні частки секунди кожні 100 років. Якщо такий темп уповільнення зберігався протягом геологічного часу незмінним, то в юрському періоді доба була коротшою на одну годину, а два мільярди років тому – наприкінці архейської ери – Земля оберталася вдвічі швидше.

Разом із уповільненням обертання має зменшуватись і відцентрова сила; отже, повинна змінюватися форма Землі – поступово зменшуватись її сплюснутість. Однак розрахунки показують, що форма Землі, що спостерігається зараз, відповідає не теперішній швидкості її обертання, а тій, яка була приблизно 10 млн. років тому. Речовина Землі хоч і текуча в умовах тривалих тисків, але має значну в'язкість, великий внутрішній тертя і тому підпорядковується новим механічним умовам з помітним запізненням.

На закінчення вкажемо деякі цікаві наслідки землетрусів. Коливання, викликані традиційними землетрусами, мають різні періоди. У деяких землетрусів період короткий – близько секунди. Реєстрація таких коливань вкрай важлива вивчення землетрусів, що сталися неподалік сейсмічної станції, т. е. землетрусів місцевих. З віддаленням від осередку землетрусу такі коливання швидко згасають. Навпаки, коливання з довгим періодом (18-20 сек.) поширюються далеко; при землетрусі великої сили вони можуть пройти земну кулю наскрізь або обійти її поверхнею. Такі коливання реєструються на багатьох сейсмічних станціях і зручні вивчення далеких землетрусів. Саме за допомогою довгоперіодних коливань сейсмічна станція «Москва» може реєструвати землетруси, що відбуваються у Південній Америці чи Філіппінах.

В останні роки були виявлені коливання, викликані землетрусами, з дуже довгим періодом, що дорівнює приблизно годині. Наддовгі сейсмічні хвилі були, наприклад, утворені найсильнішим землетрусом в Чилі в 1960 р. Такі хвилі, перш ніж згаснути, обходять навколо земної кулі сім-вісім разів, а то й більше.

Розрахунки показують, що наддовгі хвилі викликані коливаннями всієї земної кулі. Енергія деяких землетрусів настільки велика, що вони як би розгойдують всю земну кулю, змушуючи її повністю пульсувати. Щоправда, амплітуда таких коливань незначна: далеко від вогнища землетрусу вона може бути помічена лише чутливими приладами і повністю згасає протягом кількох діб. Проте все ж таки явище «тремтіння» всієї Землі в цілому не може не справляти враження. Загальні коливання всієї Землі виявилися корисними визначення деяких фізичних властивостей земної кулі.

Внутрішня будова Землі

Земля на ранніх етапах формування була холодне космічне тіло, що містить всі відомі в природі хімічні елементи. Атмосфери та гідросфери не існувало, поверхня планети була зовсім нежива. Але поступово за рахунок гравітаційних сил, енергії розпаду радіоактивних елементів та місячних припливів надра Землі почали розігріватися. Коли температура надр досягла рівня плавлення оксидів заліза та інших сполук, почалися активні процеси формування ядра та основних оболонок планети.

Загальним процесом формування оболонок Землі, згідно з гіпотезою академіка О.П. Виноградова, було зонне плавлення в мантії, що розташовується навколо ядра. При цьому тугоплавкі та важкі елементи занурювалися вниз, утворюючи та нарощуючи ядро, а легкоплавкі та легкі по масі елементи піднімалися вгору, утворюючи земну кору та літосферу.

Земля має оболонкову будову. Встановити внутрішню будову Землі вдалося сейсмічним шляхом дослідження. При проходженні крізь тіло Землі сейсмічних хвиль (поздовжніх і поперечних) швидкості їх на деяких глибинних рівнях помітно змінюються (причому стрибкоподібно), що свідчить про зміну властивостей середовища, що проходить хвилями. Поздовжні хвилі пов'язані з напругою розтягування (або стиснення), орієнтованими у напрямку їх поширення; поперечні хвилі викликають коливання середовища, орієнтовані під прямим кутом до напряму їх поширення (у рідкому середовищі не поширюються).

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 з гранітів, осадові породи 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, На прізвище сербського геофізика А. Мохоровичіча (1857-1936). Тут відбувається стрибок швидкостей поздовжніх сейсмічних хвиль приблизно до 8 км/с (рис. 4). 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, габро переходить до базальтів (кремній + магній – «сима»). Перехід супроводжується збільшенням обсягу на 15% і, відповідно, зменшенням густини. 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).

Мантіяза обсягом становить 83% обсягу Землі та 68% її маси. Передбачається, що вона складена розплавленою силікатною масою, насиченою газами. Швидкості поширення поздовжніх та поперечних хвиль у нижній частині мантії зростають, відповідно, до 13 та 7 км/с (див. рис.4). Щільність речовини зростає до 5,7 г/см3. На кордоні з ядром температура збільшується до 3800 С, тиск - до 1,4 · 10 11 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.

Ядрозаймає 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), що знаходиться в рідкому стані, і внутрішнє тверде. У зовнішньому ядрі швидкість поширення поздовжніх хвиль падає до 8 км/с, а поперечні хвилі не поширюються зовсім, що приймається доказом його рідкого стану. Глибше 5100 км. швидкість поширення поздовжніх хвиль зростає і знову проходять поперечні хвилі (див. рис. 4). Зовнішнє ядро ​​складається із заліза або металізованих силікатів, внутрішнє – залізонікелеве. У ядрі Землі відбувається металізація речовини, зумовлюючи утворення електричних струмів та магнітосфери.

Земний магнетизм

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

Гравітаційне полеЗемлі – 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 поле, 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 та 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 маса.

Гравітаційне поле Землі для її природи має надзвичайно важливе значення:

1. Сила тяжіння створює фігуру Землі, вона є однією з провідних ендогенних сил. Завдяки ній випадають атмосферні опади, течуть річки, формуються горизонти підземних вод, спостерігаються схилові процеси. 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.

2. Земне тяжіння ущільнило внутрішню речовину Землі та, незалежно від її хімічного складу, сформувало щільне ядро.

3. Головним історія планети з геофізичної погляду є процес гравітаційної диференціації речовини – розшарування відповідно до його щільністю у полі сили тяжкості. Внаслідок такого розшарування виникли геосфери, кожна з яких складена речовиною одного агрегатного стану та подібної щільності.

4. Сила тяжіння утримує газову та водну оболонки планети. Атмосферу планети залишають лише найлегші молекули водню та гелію.

5. Сила тяжіння зумовлює прагнення земної кори до ізостатичної рівноваги. Силою тяжкості пояснюється максимальна висота гір; вважається, що на Землі не може бути гір вище 9 км.

6. Астеносфера - розм'якшений теплом шар, що допускає рух літосфери, теж функція сили тяжіння, оскільки розплавлення речовини відбувається при сприятливому співвідношенні кількості тепла та величини стиску (тиску).

7. Кульова фігура гравітаційного поля визначає два основні види форм рельєфу на земній поверхні – конічні та рівнинні, які відповідають двом універсальним формам симетрії – конічній та білатеральній.

8. Напрямок сили тяжіння до центру Землі допомагає тваринам утримувати вертикальне положення.

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. Його величина коливається від 0,1 до 0,01 С/м і залежить від складу гірських порід, умов їх залягання. Відстань по схилу, на яку необхідно заглибитися, щоб отримати підвищення температури на 1º, називається геотермічним щаблем(Коливається від 10 до 100 м/ºС).

Земний магнетизм– властивість Землі, що зумовлює існування навколо неї магнітного поля, викликаного процесами, що відбуваються 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 – 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 меридіана, 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 90º. 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 (рис. 5). На боці, зверненій до Сонця, її радіус дорівнює 10 радіусів Землі, на нічному боці під впливом «сонячного вітру» збільшується до 100 радіусів.

Рис.5. Капляподібна форма магнітосфери Землі

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.

У ХХ столітті шляхом численних досліджень людство розкрило таємницю земних надр, будова землі у розрізі стала відома кожному школяреві. Для тих, хто ще не знає, з чого складається земля, якими є її основні верстви, їх склад, як називається найтонша частина планети, ми перерахуємо ряд значущих фактів.

Вконтакте

Форма та розміри планети Земля

Попри загальну оману наша планета не кругла. Її форма називається геоїд і є злегка сплюснутим шар. Місця, в яких земна куля здавлена, називаються полюсами. Через полюси проходить вісь земного обертання, наша планета здійснює один оберт навколо неї за 24 години — земну добу.

Посередині планету оперізує – уявне коло, що розділяє геоїд на Північну та Південну півкулі.

Крім екватора, існують меридіани - кола, перпендикулярні екватору та проходять через обидва полюси. Один із них, який проходить через Грінвічську обсерваторію, називають нульовим – він є точкою відліку географічної довготи та часових поясів.

До основних характеристик земної кулі можна віднести:

• діаметр (км.): екваторіальний - 12756, полярний (у полюсів) - 12713;
• довжина (км.) екватора - 40057, меридіана - 40008.

Отже, наша планета є своєрідним еліпсом — геоїдом, що обертається навколо своєї осі, що проходить через два полюси – Північний і Південний.

Центральна частина геоїду опоясана екватором – колом, що розділяє нашу планету на дві півкулі. Для того, щоб визначити, який радіус землі, використовують половинні значення його діаметра біля полюсів та екватора.

А тепер про те з чого складається земля,якими оболонками вона покрита і яке будова землі в розрізі.

Земні оболонки

Основні оболонки землівиділяють залежно від їхнього вмісту. Оскільки наша планета має форму кулі, її оболонки, утримувані силою тяжкості, називаються сферами. Якщо подивитися на с троїння землі в розрізі, томожна побачити три сфери:

По порядку(починаючи з поверхні планети) вони розташовуються так:

1. Літосфера - тверда оболонка планети, що включає мінеральні шари землі.
2. Гідросфера – містить водні ресурси – річки, озера, моря та океани.
3. Атмосфера – це повітряна оболонка, що оточує планету.

Крім того, виділяють і біосферу, що включає в себе всі живі організми, які заселяють інші оболонки.

Важливо!Багато вчених населення планети відносять до окремої великої оболонки під назвою антропосфера.

Земні оболонки – літосфера, гідросфера та атмосфера – виділені за принципом об'єднання однорідної складової. У літосфері – це тверді породи, ґрунт, внутрішній вміст планети, у гідросфері – вся її, в атмосфері – все повітря та інші гази.

Атмосфера

Атмосфера – газова оболонка, її склад входять: , азот, вуглекислий, газ, пил.

1. Тропосфера - верхній шар землі, що містить більшу частину земного повітря і що простягається від поверхні на висоту від 8-10 (у полюсів) до 16-18 км (у екватора). У тропосфері утворюються хмари та різні повітряні маси.
2. Стратосфера — шар, у якому вміст повітря значно нижчий, ніж у тропосфері. Його товщина в середньомускладає 39-40 км. Починається цей шар із верхньої межі тропосфери і закінчується на висоті близько 50 км.
3. Мезосфера – шар атмосфери, що тягнеться з 50-60 по 80-90 км над земною поверхнею. Характеризується стійким зниженням температури.
4. Термосфера – розташована за 200-300 км від поверхні планети, відрізняється від мезосфери зростанням температури зі збільшенням висоти.
5. Екзосфера – починається з верхньої межі, що лежить нижче за термосферу, і поступово переходить у відкритий космос, для неї характерно низький вміст повітря, висока сонячна радіація.

Увага!У стратосфері на висоті близько 20-25 км знаходиться тонкий шар озону, що оберігає все живе на планеті від згубних для нього ультрафіолетових променів. Без нього все живе дуже скоро загинуло.

Атмосфера - земна оболонка, без якої життя на планеті було б неможливим.

Вона містить у собі необхідне для дихання живих організмів повітря, визначає відповідні погодні умови, захищає планету від негативного впливу сонячної радіації

Атмосфера складається з повітря, своєю чергою повітря приблизно 70% складається з азоту, 21% — кисень, 0,4% вуглекислий газ та інші рідкісні гази.

Крім цього, в атмосфері є важливий озоновий шар приблизно на висоті 50 км.

Гідросфера

Гідросфера – всі рідини на планеті.

Дана оболонка за місцем розташування водних ресурсівта ступеня їх солоності включає:

• світовий океан – величезний простір зайнятий солоною водою і включає чотири і 63 моря;
• поверхневі води континентів – прісноводні, і навіть рідко солонуваті водойми. Поділяються за рівнем плинності на водоймища з течією - річки і водоймища з стоячою водою - озера, ставки, болота;
• підземні води – прісні води, що знаходяться під земною поверхнею. Глибинаїх залягання коливається від 1-2 до 100-200 і більше метрів.

Важливо!Величезна кількість прісної води на даний час знаходиться у вигляді льоду – на сьогоднішній день у зонах вічної мерзлоти у вигляді льодовиків, величезних айсбергів, постійного снігу, що тане, міститься близько 34 млн. км3 запасів прісної води.

Гідросфера – це насампередджерело прісної питної води, один з основних кліматоутворюючих факторів. Водні ресурси використовуються як шляхи сполучення та об'єктів туризму та рекреації (відпочинку).

Літосфера

Літосфера - це тверді (мінеральні) шари землі.Товщина цієї оболонки становить від 100 (під морями) до 200 км (під континентами). Літосфера включає земну кору і верхню частину мантії.

Те, що розташоване нижче за літосферу, є безпосередньо внутрішньою будовою нашої планети.

Плити літосфери переважно складаються з базальту, піску та глини, каменю, а також ґрунтового шару.

Схема будови земліразом з літосферою представлена ​​такими шарами:

• земна кора - верхній,що складається з осадових, базальтових, метаморфічних порід та родючого ґрунту. Залежно від місця знаходження, розрізняють континентальну та океанічну кору;
• мантія знаходиться під земною корою. Важить близько 67% загальної маси планети. Потужність цього шару становить близько 3000 км. Верхній шар мантії в'язкий, залягає на глибині 50-80 км (під океанами) та 200-300 км (під материками). Нижні шари твердіші та щільніші. До складу мантії входять важкі залізисті та нікелеві матеріали. Процесами, що відбуваються в мантії, обумовлено багато явищ на поверхні планети (сейсмічні процеси, виверження вулканів, формування родовищ);
• Центральну частину землі займаєядро, що складається з внутрішньої твердої та зовнішньої рідкої частини. Товщина зовнішньої частини становить близько 2200 км., внутрішньої – 1300 км. Відстань від поверхні д про ядра земліскладає близько 3000-6000 км. Температура у центрі планети становить близько 5000 Сº. На думку багатьох вчених, ядро землі поскладом є важкий залізно-нікелевий розплав з домішкою інших, подібних за властивостями із залізом, елементів.

Важливо!Серед вузького кола вчених, крім класичної моделі з напіврозплавленим важким ядром, існує і теорія про те, що в центрі планети розташовується внутрішнє світило, оточене з усіх боків значним шаром води. Ця теорія, крім невеликого кола прихильників у науковому середовищі, набула широкого поширення у фантастичній літературі. Прикладом може бути роман В.А. Обручева «Плутонія», що розповідає про експедицію російських учених до порожнини всередині планети з власним невеликим світилом і світом тварин і рослин, що вимерли на поверхні.

Така загальноприйнята з хема будови землі,що включає земну кору, мантію та ядро, з кожним роком дедалі більше вдосконалюється та уточнюється.

Багато параметрів моделі з удосконаленням методів досліджень та появою нового обладнання буде оновлено ще не раз.

Так, наприклад, для того, щоб дізнатися точно, скільки кілометрів доЗовнішній частині ядра знадобляться ще роки наукових досліджень.

На даний момент найбільш глибока шахта в земній корі, прорита людиною, становить близько 8 кілометрів, тому вивчення мантії, а тим більше ядра планети, можливе лише в теоретичному розрізі.

Пошарова будова Землі

Вивчаємо з яких верств складається Земля всередині

Висновок

Розглянувши будова землі в розрізі,ми переконалися, наскільки цікава і складна наша планета. Вивчення її будови у майбутньому допоможе людству розібратися в загадках природних явищ, дозволить більш точно прогнозувати руйнівні стихійні лиха, відкривати нові, доки розроблені родовища з корисними копалинами.

Дуже загадковими та практично недоступними є надра Землі. На жаль, ще не існує такого апарату, за допомогою якого можна проникнути і вивчити внутрішню будову Землі. Дослідниками встановлено, що на даний момент найглибша шахта у світі має глибину 4 км, а найглибша свердловина знаходиться на Кольському півострові і становить 12 км.

Проте певні знання про глибини нашої планети встановлені. Вчені вивчили її внутрішню будову за допомогою сейсмічного методу. Основою даного методу є вимірювання коливань під час землетрусу або штучних вибухів вироблених у надрах Землі. Речовини з різною щільністю і складом пропускали через себе коливання з певною швидкістю. Що дозволило за допомогою спеціальних приладів виміряти цю швидкість та проаналізувати отримані результати.

Думка вчених

Дослідниками було встановлено, що наша планета має кілька оболонок: земну кору, мантію та ядро. Вчені вважають, що приблизно 4,6 млрд. років тому почалося розшарування надр Землі і продовжує розшаровуватися донині. На їхню думку, всі важкі речовини спускаються до центру Землі, приєднуючись до ядра планети, а легші речовини піднімаються вгору і стають земною корою. Коли внутрішнє розшарування закінчиться, наша планета перетвориться на холодну та мертву.

Земна кора

Є найтоншою оболонкою планети. Її частка становить 1% загальної маси Землі. На поверхні земної кори мешкають люди і добувають із неї все необхідне виживання. У земній корі, у багатьох місцях, є шахти та свердловини. Її склад та будова вивчається за допомогою зразків зібраних з поверхні.

Мантія

Являє собою найбільшу оболонку землі. Її обсяг і маса становить 70 – 80% всієї планети. Мантія складається з твердої речовини, але менш щільної, ніж речовина ядра. Чим глибше розташовується мантія, тим більше стає її температура та тиск. Мантія має частково розплавлений шар. За допомогою цього шару тверді речовини переміщуються до ядра землі.

Ядро

Це центр землі. Воно має дуже високу температуру (3000 – 4000 о С) та тиск. Складається ядро ​​з найщільніших і найважчих речовин. Воно становить приблизно 30% загальної маси. Тверда частина ядра плаває у його рідкому шарі, створюючи цим магнітне полі землі. Воно є захисником життя на планеті, оберігаючи його від космічних променів.

Науково-популярний фільм про формування нашого світу

Наша планета належить до планет земної групи. На відміну від таких планет, як Юпітер, поверхня Землі тверда, вона не складається з газів.

Земля – найбільша планета земної групи у Сонячній системі, також вона має найсильніше магнітне поле та поверхневу гравітацію.

Форма та хімічний склад Землі

Форма нашої планети – геоїд (сплюснутий еліпсоїд). Екваторіальна опуклість створюється за рахунок обертання Землі, саме тому екваторіальний діаметр перевищує діаметр між полюсами на 43 км.

Приблизні показники маси землі становлять 5,98 1024 кг. Наша планета складається з атомів заліза (32%), кремнію (15%), кисню (390%), сірки (3%), магнію (14%), нікелю, алюмінію та кальцію (по 1.3%).

Внутрішня будова Землі

Як і всі інші планети земної групи, Земля має шаруватий внутрішню будову. Основними елементами будови Землі є металеве ядро ​​та тверді силікатні оболонки (мантія та кора).

Земна кора – верхня тверда частина Землі. Товщина Земної кори варіюється в залежності від місця розташування тих чи інших територій. Так товщина кори океанічного дна становить лише 6 км, тоді як континентальна кора досягає 40-50 км.

Континентальна кора складається з трьох шарів: гранітного, базальтового та осадового чохла. Осадовий чохол в океанічній корі примітивний, часом відсутній повністю.

Мантія – це силікатна оболонка планети, яка складається переважно з силікатів кальцію, заліза та магнію. Мантія займає величезний обсяг глибини, її товщина становить 2500 км.

Мантія складає близько 80% обсягу нашої планети і 68% її загальної маси. Центральною та найглибшою частиною Землі є ядро. Ядро - це геосфера, яка розташована під мантією, що імовірно складається зі сплаву заліза і нікелю.

Глибина залягання ядра дорівнює приблизно 3000 км. Середній радіус ядра – 3 тис. км2. Ядро складається із зовнішнього та внутрішнього шару. Центр земного ядра має дуже високу температуру – вона сягає 5000°С.

Тектонічні платформи

Зовнішня частина земної кори (літосфера) складається із тектонічних плит. Тектонічні плити можуть переміщатися, провокуючи таким чином зміни у земному рельєфі.

У географії виділяють три типи переміщення тектонічних плит: дивергенція, конвергенція та зсувні переміщення за розломами. У місцях розломів тектонічних плит часто виникають гороутворюючі процеси, землетруси, вулканічна активність, утворення океанічних западин.

До найбільших тектонічних плит відносять арабську, карибську, індостанську плиту, плиту Скотія і Наска.