Будова землі схема з описом. Будова землі

Поступово змінювалися, чи еволюціонували. Найдавніші породи дають геологам (фахівцям, які вивчають структуру земних надр та їх формування) найціннішу інформацію про зміни поверхні та будови Землі.

Встановлено, що маса Землі дорівнює 5,98*10 27 г, об'єм - 1,083*10 27 см 3 , середній радіус - 6371 км, середня щільність - 5,52 г/см 3 середнє прискорення сили тяжіння на земній поверхні досягає 981 . Середня відстань від Сонця становить приблизно 150 млн км. Швидкість руху Землі орбітою дорівнює 29,77 км/с. Повний оборот Земля здійснює за 365,26 діб. Період обертання Землі навколо осі дорівнює 23 год 56 хв. Внаслідок цього обертання виникли невелике екваторіальне здуття та полярне стиснення. Тому діаметр Землі в екваторіальному перерізі на 21,38 км довший за діаметр, що з'єднує полюси обертання (полярний радіус дорівнює 6356,78 км, а екваторіальний - 6378,16 км).

Фігура Землі описується геоїдом, який поза континентами збігається з незворушеною поверхнею.

Земля має власне магнітне поле, яке ідентичне полю, створюваному магнітним диполем.

Геофізичними дослідженнями встановлено, що Земля складається з ядра, мантії та земної кори.

Земне ядро ​​складається з двох шарів - зовнішнього (рідкого) ядра та внутрішнього (твердого). Радіус внутрішнього твердого ядра (шар "О") приблизно дорівнює 1200-1250 км, товщина перехідного шару "Р" між внутрішнім і зовнішнім ядрами приблизно дорівнює 140-150 км, а товщина зовнішнього рідкого ядра, що починається з глибини 2870-29 дорівнює приблизно 3000 км. Щільність речовини у зовнішньому ядрі монотонно змінюється від 9,5-10,1 г/см3 на його поверхні до 11,4-12,3 г/см3 на підошві.

У внутрішньому ядрі щільність речовини зростає і в її центрі досягає 13-14 г/см 3 . Маса земного ядра становить 32% всієї маси Землі, яке обсяг - близько 16% обсягу всієї Землі. Земне ядро ​​приблизно на 90% складається із заліза з добавками кисню, сірки, вуглецю, і, можливо, кремнезему; внутрішнє - із залізо-нікелевого сплаву метеоритного складу.

Мантія – силікатна оболонка Землі, розташована між підошвою земної кори та поверхнею ядра та складова 67,8% загальної маси Землі.

За сейсмічними даними мантію ділять на верхню (шар "В" до глибини 400 км), перехідний шар Голіцина (шар "С" від глибини 400 до 1000 км) і нижню (шар "Б" з підошвою приблизно на глибині 2900 км). Під океанами у верхній мантії виділяють також шар зі зниженою швидкістю поширення сейсмічних хвиль - хвилевід Гутенберга, який зазвичай ототожнюється з астеносферою Землі. Вважається, що мантійна речовина в цьому шарі частково знаходиться в розплавленому стані. Під континентами яскраво виражена область знижених швидкостей у мантії, зазвичай, не простежується.

Важливу межу розділу у верхній мантії є підошва літосфери - поверхня переходу від охолоджених порід літосфери до частково розплавленої мантійної речовини, що перейшла в пластичний стан і астеносферу.

Існуюча думка про склад мантії заснована на швидкостях проходження сейсмічних хвиль, подібних до проходження пружних хвиль в основних і ультраосновних породах, які поширені в певних областях земної кори. Передбачається, що ці породи в поверхневі шари Землі потрапили з мантії.

Уявлення про хімічний склад глибоких надр Землі ґрунтуються на порівняльному аналізі метеоритів та стисливості силікатів, металів та їх оксидів при високих температурах та тисках. Згідно з цими даними, мантія має ультраосновний склад і її складає гіпотетична порода - піроліт, що є сумішшю перидотиту (75%), толеїтового базальту або лерцоліту (25%). Зміст радіоактивних у мантії досить низький - близько 10 -8 % U, 10 -7 % Th та 10 -6 % До.

Земна кора відрізняється від нижчих оболонок своєю будовою та хімічним складом. Підошва земної кори окреслюється сейсмічною межею Мохоровичича, де швидкості поширення сейсмічних хвиль різко зростають і сягають 8-8,2 км/с.

Поверхня та приблизно 25-кілометрова частина земної кори формуються під впливом: 1) ендогенних процесів (тектонічні або механічні та магматичні процеси), завдяки яким створюється рельєф земної поверхні та формуються товщі магматичних та метаморфічних гірських порід; 2) екзогенних процесів, що викликають денудацію (руйнування) та вирівнювання рельєфу, вивітрювання та перенесення уламків гірських порід та перевідкладення їх у знижених частинах рельєфу. В результаті протікання дуже різноманітних екзогенних процесів формуються осадові гірські породи, що становлять верхній шар земної кори.

Виділяють два основних типи земної кори: океанський (базальтовий) та континентальний (граніто-гнейсовий) з переривчастим осадовим шаром. Океанська кора за своїм складом є примітивною і представляє верхній шар диференційованої мантії, зверху перекритий тонким шаром пелагічних опадів. У складі океанської кори виділяють три шари.

Найвищий шар - осадовий - представлений карбонатними опадами, що відклалися на невеликих глибинах рівня карбонатної компенсації (4-5,5 км). На великих глибинах відкладаються безкарбонатні глибоководні червоні глини. Середня потужність океанських опадів вбирається у 500 м і лише біля підніжжя материкових схилів, особливо у районах великих річкових дельт, вона зростає до 12-15 км. Викликано це своєрідною швидкоплинною «лавинною» седиментацією, коли практично весь теригенний матеріал, що виноситься річковими системами з континенту, відкладається в прибережних частинах океанів, на материковому схилі та біля його підніжжя.

Другий шар океанської кори у верхній частині складається з подушечних лав базальтів. Нижче розташовуються долеритові дайки того ж складу. Загальна потужність другого шару океанської кори становить 1,5 км. і рідко досягає 2 км. Під дайковим комплексом розташовуються габро, що є верхню частину третього шару, нижня частина якого простежується на деякому віддаленні від осьової частини серединно-океанських хребтів і складається серпентинітами. Потужність габро-серпентинітового шару сягає 5 км. Таким чином, загальна потужність океанської кори без осадового чохла становить 6,5-7 км. Під осьовою частиною серединно-океанських хребтів потужність океанської кори скорочується до 3-4, інколи ж і до 2-2,5 км.

Під гребенями серединноокеанських хребтів океанська кора залягає над осередками базальтових розплавів, що виділилися з речовини астеносфери. Середня густина океанської кори без осадового шару становить 2,9 г/см 3 . Виходячи з цього загальна маса океанської кори становить 6,1024 р. Океанська кора формується в рифтових областях серединно-океанських хребтів за рахунок надходження базальтових розплавів з астеносферного шару Землі та виливу толеїтових базальтів на океанське дно. Згідно з розрахунками, щорічно з астеносфери піднімається і виливається на океанському дні не менше 12 км 3 базальтових розплавів, завдяки яким формується весь другий шар і частина третього шару океанської кори.

Континентальна кора різко відрізняється від океанської. Її потужність змінюється від 20-25 км під острівними дугами до 80 км під молодими складчастими поясами Землі: Альпійсько-Гімалайським та Андійським.

У континентальній корі виділяють три шари: верхній - осадовий і два нижні, складені кристалічними породами. Потужність верхнього осадового шару змінюється у межах: від практичної відсутності на древніх щитах до 10-15 км на шельфах пасивних околиць континентів й у крайових прогинах платформ. Середня потужність опадів на стабільних платформах становить близько 3 км.

Під осадовим шаром знаходяться товщі з переважанням у них порід гранітоїдного ряду. Місцями в областях розташування стародавніх щитів вони виходять на земну поверхню (Канадський, Балтійський, Алданський, Бразильський, Африканський та ін.). Породи «гранітного» шару зазвичай перетворені на процеси регіонального метаморфізму.

Під «гранітним» шаром розташовується «базальтовий» шар, подібний до складу з породами океанської кори. Як континентальна, і океанська кора підстилаються породами верхньої мантії, від якої відокремлюються кордоном Мохоровичича.

Земна кора складається з силікатів та алюмосилікатів. У ній переважають кисень (43,13%), кремній (26%) та алюміній (7,45%), представлені головним чином у формі оксидів, силікатів та алюмосилікатів.

Нерівномірний характер будови верхніх частин Землі охоплює не лише власне її кору, а й верхню мантію і, можливо, тягнеться до глибин 700 км. У зв'язку з цим слід наголосити, що будь-яка теорія походження Землі повинна пояснити зазначений вище асиметричний характер верхніх частої твердого тіла Землі. Нерівномірний характер будівлі і, мабуть, складу верхніх горизонтів земної кулі (до глибин 400-500 км) було виникнути у гадану у минулому епоху загального розплавленого стану Землі. У цьому випадку за будь-якого способу диференціації ми зустрічали однорідні за складом і потужністю оболонки. Насправді спостерігається певна неоднорідність.

Літосферою називають кам'яну оболонку Землі, всі компоненти якої у твердому кристалічному стані. Вона включає земну кору, підкорову верхню мантію та підстилається астеносферою. В останній речовина знаходиться у пластичному стані і внаслідок високих температур частково розплавлено. Її речовина на відміну від літосфери не має межі міцності і може деформуватися під дією навіть дуже малих надлишкових тисків.

Припускають, що літосферні плити утворюються за рахунок остигання та повної кристалізації частково розплавленої речовини астеносфери. Нижня межа літосфери збігається з ізотермою постійної температури, яка відповідає початку плавлення перидотиту і дорівнює приблизно 1300°С. Змінна потужність літосфери пояснюється варіацією геотермічного режиму літосфери та мантії у різних ділянках земної кулі.

У зв'язку з пластичністю астеносфера слабко чинить опір зсувним напругам і допускає руху літосферних плит щодо нижньої мантії. Підошва астеносфери знаходиться на глибині 640 км і збігається з розташуванням осередків глибокофокусних землетрусів.

В океанах товщина літосфери варіює від кількох кілометрів під рифтовими долинами серединноокеанських хребтів до 100 км на периферії океанів. Під стародавніми щитами товщина літосфери сягає 300 – 350 км. Найбільш різкі зміни у товщині літосфери спостерігаються поблизу осьової частини серединно-океанських хребтів і в межах континент - океан, де стикається континентальна та океанська кора літосфери.

У земних надрах

У надрах Землі кілька типів гірських порід. Метод, за допомогою якого вчені досліджують їх, нагадує вивчення ударних хвиль під час землетрусів. Внутрішнє ядро ​​Землі – тверде. Воно складається з і нікелю. Його сягає 5000 градусів Цельсія. Зовнішнє ядро ​​складається з розплавлених. При обертанні Землі це ядро ​​дуже повільно обертається разом із нею, створюючи особливе магнітне полі. Мантія- Це шар земних порід, розташований між ядром та корою. У деяких зонах мантія має настільки високу температуру, що тверді породи, що її складають, починають плавитися, утворюючи так звану магму.

Континентальні плити

Земна кора складається з кількох величезних частин, або плит, що дуже повільно рухаються щодо один одного. Якщо вони розходяться, на поверхню виходить магма і, остигаючи, утворює нові породи. Коли вони стискаються, то зіштовхуються, або наповзають один на одного. Плити можуть рухатися і одна за одною.

Рух континентів

Поглянувши на карту Землі, ви можете помітити, що контури континентів збігаються один з одним, немов фрагменти складової шаради-загадки. Деякі вчені вважають, що всі континенти колись (близько 200 мільйонів років тому) були єдиним цілим, утворюючи єдиний суперконтинент. Пангею. Вважається, що потім материкові плити почали розповзатися, і призвело до появи материків (див. статтю « «). Свідченням існування Пангеї є викопні скам'янілості – залишки найдавніших рослин і тварин, що дійшли до нас у гірських породах (див. статтю ««). Скам'янілості тих самих тварин було знайдено на різних континентах, віддалених один від одного на багато тисяч кілометрів. Наприклад, скам'янілі останки листозавра, стародавньої рослиноїдної рептилії, були виявлені в Південній Африці, Азії та . Це доводить, що це континенти були у давнину єдине ціле. Деякі вчені не визнають існування Пангеї. Вони стверджують, що тварини могли перебиратися з материка на материк вузькими смужками суші, що колись з'єднували континенти. Інші вважають, що ці тварини могли потрапити на стовбурах величезних стародавніх дерев.

Пошуки скам'янілостей

Скам'янілості часто зустрічаються в таких породах, як вапняки та сланці. Їх можна також знайти на розрізах гірських порід, оголених під час будівництва доріг. Починаючи розкопки, завжди заручіться дозволом на їхнє проведення. Скам'янілості можна знайти в купах каміння біля підніжжя гір. Різне забарвлення та типи гірських порід вказує на те, що тут можна зустріти скам'янілості. Щоб витягти їх з порід, вам знадобиться молоток і зубило. Записи про свої знахідки ви можете заносити до спеціального журналу.

Будова Землі постійно змінюється. Понад 4,6 мільярда років тому поверхня Землі була покрита вогнедишними вулканами, з кратерів яких вивергалися гази, потоки розплавлених порід і водяна пара. Після їх остигання почалося формування земної кори. Пара конденсувалася і випадала на землю у вигляді злив, які поступово заповнювали простір майбутніх морів.

Упродовж багатьох мільйонів років Земля пройшла через різні етапи свого розвитку. На дні висохлих морів іноді знаходять скам'янілі залишки давніх організмів. Першими на суші з'явились рослини. Пізніше з приморських боліт і мілководних морів на сушу стали вибиратися перші тварини. У них розвинулися спеціальні органи - лімби, що дозволяють дихати.

Постійно мінлива планета

Близько 65 мільйонів років тому трапилося щось, що спричинило загибель 75% видів тварин, які мешкали тоді на Землі, у тому числі й динозаврів. Як свідчать скам'янілості, це сталося за порівняно короткий період. Динозаври мешкали на Землі приблизно 140 мільйонів років тому. Існує чимало теорій, що пояснюють причини їхнього вимирання. Може бути болота та озера, в яких жила більшість динозаврів, почали активно висихати. Можливо, ці давні гіганти не змогли пристосуватися до змін температури Землі. Або основна маса рослин, якими харчувалися рослиноїдні динозаври, загинула в результаті змін, що спричинило вимирання спочатку рослиноїдних, а потім хижих динозаврів. Одна з теорій пояснює це вимирання зіткненням Землі з величезним астероїдом, після чого над поверхнею планети піднялися величезні щільні хмари пилу, що на довгі роки закрив сонячний сон.

Вступ

Протягом багатьох століть питання про походження Землі залишалося монополією філософів, оскільки фактичний матеріал у цій галузі майже був відсутній. Перші наукові гіпотези щодо походження Землі та сонячної системи, засновані на астрономічних спостереженнях, були висунуті лише в XVIII столітті. З того часу не переставали з'являтися нові і нові теорії, відповідно до зростання наших космогонічних уявлень.

Першою у цьому ряду була знаменита теорія, сформульована 1755 року німецьким філософом Еммануїлом Кантом. Кант вважав, що сонячна система виникла з якоїсь первинної матерії, настільки вільно розсіяної в космосі. Частинки цієї матерії переміщалися в різних напрямках і, зіштовхуючись одна з одною, втрачали швидкість. Найбільш важкі і щільні їх під впливом сили тяжіння з'єднувалися друг з одним, утворюючи центральний потік - Сонце, яке, своєю чергою, притягувало віддалені, дрібні і легкі частки.

Таким чином, виникла деяка кількість тіл, що обертаються, траєкторії яких взаємно перетиналися. Частина цих тіл, що спочатку рухалися в протилежних напрямках, зрештою були втягнуті в єдиний потік і утворили кільця газоподібної матерії, розташовані приблизно в одній площині і обертаються навколо Сонця в одному напрямку, не заважаючи один одному. В окремих кільцях утворювалися щільніші ядра, до яких поступово притягувалися легші частинки, формуючи кулясті скупчення матерії; так складалися планети, які продовжували кружляти навколо Сонця у тій самій площині, як і початкові кільця газоподібної речовини.

1. Історія землі

Земля – це третя від Сонця планета Сонячної системи. Вона обертається навколо зірки еліптичною орбітою (дуже близькою до кругової) із середньою швидкістю 29.765 км/с на середній відстані 149.6 млн. км за період рівний 365.24 діб. Земля має супутник - Місяць, що обертається навколо Сонця на середній відстані 384 400 км. Нахил земної осі до площини екліптики становить 66033`22``. Період обертання планети навколо осі 23 год 56 хв 4.1 сек. Обертання навколо своєї осі викликає зміну дня і ночі, а нахил осі та звернення навколо Сонця - зміну пір року. Форма Землі – геоїд, приблизно – тривісний еліпсоїд, сфероїд. Середній радіус Землі складає 6371.032 км, екваторіальний – 6378.16 км, полярний – 6356.777 км. Площа поверхні земної кулі 510 млн. км2, об'єм – 1.083*1012 км2, середня щільність 5518 кг/м3. Маса Землі становить 5976*1021 кг. Земля має магнітне і тісно пов'язане з ним електричне поле. Гравітаційне поле Землі зумовлює її сферичну форму та існування атмосфери.

За сучасними космогонічними уявленнями, Земля утворилася приблизно 4.7 млрд. років тому з розсіяної в протосонячній системі газової речовини. В результаті диференціації речовини, Земля, під дією свого гравітаційного поля, в умовах розігріву земних надр виникли та розвинулися різні за хімічним складом, агрегатним станом та фізичними властивостями оболонки - геосфери: ядро ​​(в центрі), мантія, земна кора, гідросфера, атмосфера, магнітосфера. У складі Землі переважає залізо (34.6%), кисень (29.5%), кремній (15.2%), магній (12.7%). Земна кора, мантія і внутрішня ядра тверді (зовнішня частина ядра вважається рідкою). Від поверхні Землі до центру зростають тиск, щільність та температура. Тиск у центрі планети 3.6*1011 Па, щільність близько 12.5*103 кг/м3, температура коливається від 50000 до

60000 С. Основні типи земної кори - материковий та океанічний, у перехідній зоні від материка до океану розвинена кора проміжної будови.

Більшість Землі зайнята Світовим океаном (361.1 млн. км2 ;70.8%), суша становить 149.1 млн.км2 (29.2%), і утворює шість материків та острови. Вона піднімається над рівнем світового океану в середньому на 875 м-коду (найбільша висота 8848 м-коду - гора Джомолунгма), гори займають понад 1/3 поверхні суші. Пустелі покривають приблизно 20% поверхні суші, ліси – близько 30%, льодовики – понад 10%. Середня глибина світового океану близько 3800 м (найбільша глибина 11020 м – Маріанський жолоб (впадина) у Тихому океані). Об'єм води планети становить 1370 млн. км3, середня солоність 35 г/л.

Атмосфера Землі, загальна маса якої 5.15 * 1015 т, складається з повітря - суміші переважно азоту (78.08%) і кисню (20.95%), решта - це водяні пари вуглекислий газ, а також інертний та інші гази. Максимальна температура поверхні суші 570-580 С (у тропічних пустелях Африки та Північної Америки), мінімальна – близько -900 С (у центральних районах Антарктиди).

Освіта Землі та початковий етап її розвитку відносяться до догеологічної історії. Абсолютний вік найдавніших гірських порід становить понад 3,5 млрд. років. Геологічна історія Землі ділиться на два нерівні етапи: докембрій, що займає приблизно 5/6 всього геологічного літочислення (близько 3 млрд. років), і фанерозою, що охоплює останні 570 млн. років. Близько 3-3.5 млрд. років тому внаслідок закономірної еволюції матерії Землі виникло життя, почався розвиток біосфери. Сукупність всіх живих організмів, що її населяють, так звана жива речовина Землі, справила значний вплив на розвиток атмосфери, гідросфери і осадової оболонки. новий

фактор, що надає сильний вплив на біосферу - виробнича діяльність людини, яка з'явилася на Землі менше ніж 3 млн. років тому. Високий темп зростання населення Землі (275 млн. чол у 1000 році, 1.6 млрд. чол у 1900 році та приблизно 6.3 млрд. чол у 1995 році) та посилення впливу людського суспільства на природне середовище висунули проблеми раціонального використання всіх природних ресурсів та охорони природи.

2. Сейсмічна модель будови Землі

Широко відома модель внутрішньої будови Землі (розподіл її на ядро, мантію та земну кору) розроблена сейсмологами Г. Джефрісом та Б. Гутенбергом ще в першій половині XX століття. Вирішальним чинником при цьому виявилося різке зниження швидкості проходження сейсмічних хвиль усередині земної кулі на глибині 2900 км при радіусі планети 6371 км. Швидкість проходження поздовжніх сейсмічних хвиль безпосередньо над зазначеним кордоном дорівнює 136 км/с, а під ним - 81 км/с. Це і є межа мантії та ядра.

Відповідно радіус ядра становить 3471 км. Верхньою межею мантії служить сейсмічний розділ Мохоровичіча, виділений югославським сейсмологом А. Мохоровичичем (1857-1936) ще в 1909 році. Він відокремлює земну кору від мантії. На цьому рубежі швидкості поздовжніх хвиль, що пройшли через земну кору, стрибкоподібно збільшуються з 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, проте це відбувається на різних глибинних рівнях. Під континентами глибина розділу М (тобто підошви земної кори) становить перші десятки кілометрів, причому під деякими гірськими спорудами (Памір, Анди) може сягати 60 км, тоді як під океанськими западинами, включаючи і товщу води, глибина дорівнює лише 10-12 км. . Взагалі ж земна кора у цій схемі вимальовується як тонка шкаралупа, тоді як мантія поширюється на 45% земного радіуса.

Але в середині XX століття в науку увійшли уявлення про більш дрібну глибинну будову Землі. На підставі нових сейсмологічних даних виявилося можливим розділити ядро ​​на внутрішнє та зовнішнє, а мантію – на нижню та верхню (рис. 1). Ця модель, що набула широкого поширення, використовується і в даний час. Початок їй поклав австралійський сейсмолог К.Є. Буллен, який запропонував на початку 40-х років схему поділу Землі на зони, які позначив буквами: А – земна кора, В – зона в інтервалі глибин 33-413 км, С – зона 413-984 км, D – зона 984-2898 км , Д – 2898-4982 км, F – 4982-5121 км, G – 5121-6371 км (центр Землі). Ці зони відрізняються сейсмічними характеристиками. Пізніше зону D він розділив на зони D" (984-2700 км) та D" (2700-2900 км). В даний час ця схема значно видозмінена і лише шар D широко використовується в літературі. Його головна характеристика - зменшення градієнтів сейсмічних швидкостей в порівнянні з вище областю мантії.

Внутрішнє ядро, що має радіус 1225 км, тверде і має велику щільність - 12,5 г/см3. Зовнішнє рідке ядро, його щільність 10 г/см3. На межі ядра і мантії відзначається різкий стрибок у швидкості поздовжніх хвиль, а й у щільності. У мантії вона знижується до 5,5 г/см3. Шар D", що знаходиться в безпосередньому зіткненні із зовнішнім ядром, відчуває його вплив, оскільки температури в ядрі значно перевищують температури мантії. Місцями даний шар породжує величезні, спрямовані до поверхні Землі крізь мантійні тепломасопотоки, які називаються плюмами. Вони можуть проявлятися вулканічних областей, як, наприклад, на Гавайських островах, Ісландії та інших регіонах.

Верхня межа шару D" невизначена; її рівень від поверхні ядра може варіювати від 200 до 500 км і більше. Таким чином, можна

зробити висновок, що цей шар відбиває нерівномірне і різноінтенсивне надходження енергії ядра в область мантії.

Кордоном нижньої і верхньої мантії в схемі, що розглядається, служить сейсмічний розділ, що лежить на глибині 670 км. Він має глобальне поширення та обґрунтовується стрибком сейсмічних швидкостей у бік їх збільшення, а також зростанням щільності речовини нижньої мантії. Цей розділ є також межею змін мінерального складу порід у мантії.

Таким чином, нижня мантія, укладена між глибинами 670 і 2900 км, тягнеться радіусом Землі на 2230 км. Верхня мантія має внутрішній сейсмічний розділ, що добре фіксується, що проходить на глибині 410 км. При переході цієї межі зверху донизу сейсмічні швидкості різко зростають. Тут, як і нижній межі верхньої мантії, відбуваються істотні мінеральні перетворення.

Верхню частину верхньої мантії і земну кору разом виділяють як літосферу, що є верхньою твердою оболонкою Землі, в протилежність гідро-і атмосфері. Завдяки теорії тектоніки літосферних плит термін "літосфера" набув найширшого поширення. Теорія передбачає рух плит по астеносфері - розм'якшеному, частково, можливо, рідкому глибинному шарі зниженої в'язкості. Проте сейсмологія не показує витриманої просторі астеносфери. Для багатьох областей виявлено декілька астеносферних верств, розташованих по вертикалі, а також уривчастість їх по горизонталі. Особливо безперечно їх чергування фіксується в межах континентів, де глибина залягання астеносферних шарів (лінз) варіює від 100 км до багатьох сотень.

Під океанськими абісальними западинами астеносферний шар лежить на глибинах 70-80 км. і менше. Відповідно нижня межа літосфери фактично є невизначеною, а це створює великі труднощі для теорії кінематики літосферних плит, що відзначається багатьма дослідниками. Такі основи уявлень про будову Землі, що склалися на цей час. Далі звернемося до новітніх даних щодо глибинних сейсмічних рубежів, що становлять найважливішу інформацію про внутрішню будову планети.

3. Геологічна будова Землі

Історія геологічної будови Землі прийнято зображати у вигляді стадій або фаз, що послідовно з'являються один за одним. Відлік геологічного часу ведеться від початку процесу утворення Землі.

Фаза 1(4,7 – 4 млрд. років). Відбувається утворення землі з газу, пилу та планетезималей. Через війну енергії, що виділяється у процесі розпаду радіоактивних елементів, і зіткнення планетезималей Земля поступово розігрівається. Падіння Землю гігантського метеорита призводить до викиду матеріалу, з якого утворюється Місяць.

Згідно з іншою концепцією Протолуна, що знаходиться на одній із геліоцентричних орбіт, була захоплена Протоземлею, внаслідок чого утворилася подвійна система Земля – Місяць.

Дегазація Землі призводить до початку утворення атмосфери, що складається в основному з вуглекислоти, метану та аміаку. В кінці аналізованої фази за рахунок конденсації водяної пари починається утворення гідросфери.

Фаза 2(4 – 3,5 млрд. років). Виникають перші острови, протоконтиненти, складені з гірських порід, що містять переважно кремній та алюміній. Протконтиненти трохи піднімаються над ще дуже мілководними океанами.

Фаза 3(3,5 – 2,7 млрд. років). Залізо збирається в центрі Землі та утворює її рідке ядро, яке зумовлює виникнення магнітосфери. Створюються передумови появи перших організмів, бактерій. Триває формування континентальної кори.

Фаза 4(2,7 – 2,3 млрд. років). Утворюється єдиний суперконтинент. Пангея, якому протистоїть суперокеан Панталасса.

Фаза 5(2,3 – 1,5 млрд. років). Охолодження кори та літосфери призводить до розпаду суперконтиненту на блоки-мікропліти, простору між якими заповнюють опади та вулкани. В результаті виникають складчасто-надводні системи та утворюється новий суперконтинент – Пангея I. Органічний світ представлений синьо-зеленими водоростями, фотосинтезуюча діяльність яких сприяє збагаченню атмосфери киснем, що веде до подальшого розвитку органічного світу.

Фаза 6(1700 – 650 млн. років). Відбувається деструкція Пангеї I, утворення басейнів із корою океанського типу. Формуються два суперконтиненти: Гондавана, куди увійшли Південна Америка, Африка, Мадагаскар, Індія, Австралія Антарктида, та Лавразія, що включає Північну Америку, Гренландію, Європу та Азію (крім Індії). Гондвану та Лавразію поділяє море Тітс. Настають перші льодовикові епохи. Органічний світ швидко насичується багатоклітинними безскелетними організмами. З'являються перші скелетні організми (трилобіти, молюски та ін.). відбувається нафтоутворення.

Фаза 7(650 - 280 млн. років). Гірський пояс Аппалачів в Америці поєднує Гондвану з Лавразією - утворюється Пангея II. Позначаються контури

палеозойських океанів – Палеоантлантичного, Палеотетісу, Палеоазійського. Гондвану двічі охоплює покривне заледеніння. З'являються риби, пізніше – амфібії. Рослини та тварини виходять на сушу. Починається інтенсивне вуглеутворення.

Фаза 8(280 - 130 млн. років). Пангея II пронизує дедалі густішою мережею континентальних рифів, щілиноподібних рівноподібних розтягувань земної кори. Починається розколювання суперконтиненту. Африка відокремлюється від Південної Америки та Індостану, а останній – від Австралії та Антарктиди. Нарешті Австралія відокремлюється від Антарктиди. Покритонасінні рослини освоюють значні простори суші. У тваринному світі панують плазуни та земноводні, з'являються птахи та примітивні ссавці. Наприкінці періоду гинуть багато груп тварин, зокрема величезні динозаври. Причини цих явищ зазвичай бачать або у зіткненні Землі з великим астероїдом, або у різкому посиленні вулканічної діяльності. Те й інше могло призвести до глобальних змін (збільшення вмісту вуглекислоти в атмосфері, виникнення великих пожеж, позолодання), несумісних з існуванням багатьох видів тварин.

Фаза 9(130 млн. років – 600 тис. років). Великі зміни зазнають загальної конфігурації материків і океанів, зокрема Євразія відокремлюється від Північної Америки, Антарктида – від Південної Америки. Розподіл материків та океанів став дуже близьким до сучасного. На початку розглянутого періоду клімат по всій Землі теплий і вологий. Кінець періоду характеризується різкими кліматичними контрастами. Після заледенінням Антарктиди відбувається заледеніння Арктики. Складається фауна та флора, близькі до сучасних. З'являються перші предки сучасної людини.

Фаза 10(сучасність). Між літосферою та земним ядром піднімаються і опускаються потоки магми, крізь щілини в корі вони прориваються нагору. Уламки океанічної кори опускаються аж до самого ядра, а потім виринають і, можливо, утворюють нові острови. Літосферні плити стикаються один з одним і знаходяться під постійним впливом потоків магми. Там, де плити розходяться, утворюються нові сегменти літосфери. Постійно відбувається процес диференціації земної речовини, що перетворює стан усіх геологічних оболонок Землі, зокрема і ядра.

Висновок

Земля виділена самою природою: у Сонячній системі тільки на цій планеті існують розвинені форми життя, тільки на ній локальне впорядкування речовини досягло надзвичайно високого ступеня, продовжуючи загальну лінію розвитку матерії. Саме Землі пройдено найскладніший етап самоорганізації, що знаменує глибокий якісний стрибок до вищих форм упорядкованості.

Земля – найбільша планета у своїй групі. Але, як показують оцінки, навіть такі розміри та маса виявляються мінімальними, за яких планета здатна утримувати свою газову атмосферу. Земля інтенсивно втрачає водень та інші легкі гази, що підтверджують спостереження за так званим шлейфом Землі.

Атмосфера Землі кардинально відрізняється від атмосфер інших планет: у ній низький вміст вуглекислого газу, високо вміст молекулярного кисню та відносно великий вміст води. Дві причини створюють виділення атмосфери Землі: вода океанів і морів добре поглинає вуглекислий газ, а біосфера насичує атмосферу молекулярним киснем, що утворюється у процесі рослинного фотосинтезу. Розрахунки показують, що якщо звільнити всю поглинену і пов'язану в океанах вуглекислоту, прибравши одночасно з атмосфери весь накопичений в результаті життєдіяльності рослин кисень, то склад земної атмосфери у своїх основних рисах став подібним до складу атмосфер Венери і Марса.

В атмосфері Землі насичені водяні пари створюють хмарний шар, що охоплює значну частину планети. Хмари Землі входять найважливішим елементом у кругообіг води, що відбувається на нашій планеті в системі гідросфера – атмосфера – суша.

Тектонічні процеси активно протікають Землі й у наші дні, її геологічна історія далека від завершення. Іноді відлуння планетної діяльності виявляються з такою силою, що викликають локальні катастрофічні потрясіння, що відбиваються на природі та людській цивілізації. Палеонтологи стверджують, що в епоху ранньої молодості Землі її тектонічна активність була ще вищою. Сучасний рельєф планети склався і продовжує видозмінюватися під впливом спільного на її поверхні тектонічних, гідросферних, атмосферних і біологічних процесів.

Список літератури

В.Ф. Тулінів «Концепції сучасного природознавства»: Підручник для вузів. - М.: ЮНІТІ-ДАНА, 2004 р.

А.В. Бялко "Наша планета - Земля" - М. Наука, 1989 р.

Г.В. Войткевич «Основи теорії походження Землі» - М Надра, 1988

Фізична енциклопедія. Тт. 1-5. - М. Велика Російська енциклопедія, 1988-1998.

Введение………………………………………………………………………..3

Історія Землі…………………………………………..………………4

Сейсмічна модель будови Землі………………………………...6

Геологічна будова Землі………………………………………...9

Заключение…………………………………………………………………….13

Список литературы……………………………………………………………15

ІНСТИТУТ ЕКОНОМІКИ І ПІДПРИЄМНИЦТВА

Заочне відділення

РЕФЕРАТ

По предмету "Концепції сучасного природознавства"Землі Земля і Сонце основний фактор життя на ЗемліРеферат >> Біологія

1. Землята її місце у Всесвіті Земля. Форма, розміри та рельєф. Внутрішнє будова. Місяць. Земля, третя... 384 400 км. Внутрішньо будоваОсновну роль у дослідженні внутрішнього будови Земліграють сейсмічні методи...

Планета Земля відноситься до планет земної групи, це говорить про те, що поверхня Землі тверда і будова та склад Землі багато в чому схоже на інші планети земної групи. Земля є найбільшою планетою земної групи. У Землі найбільший розмір, маса, сила гравітації та магнітного поля. Поверхня планети Земля ще дуже (за астрономічними мірками) молода. 71% поверхні планети займає водна оболонка і це робить планету унікальною, на інших планетах вода на поверхні не могла б перебувати в рідкому стані через невідповідні температури планет. Здатність океанів зберігати тепло води, дозволяє координувати клімат, переносячи це тепло в інші місця за допомогою течії (найвідоміший теплий перебіг - Гольфстрім в Атлантичному океані).

Будова і склад схожий на багато інших планет, але все ж таки є вагомі відмінності. У складі землі можна знайти всі елементи таблиці Менделєєва. Будова Землі всім відома змалку: металеве ядро, великий шар мантії і, звичайно ж, земна кора з великою різноманітністю рельєфу та внутрішнього складу.

Склад Землі.

Вивчаючи масу Землі вчені дійшли висновку, що планета складається на 32% із заліза, 30% кисню, 15% кремнію, 14% магнію, 3% сірки, 2% нікелю, 1,5% землі складається з кальцію та на 1,4 % з алюмінію, але в інші елементи доводиться 1,1%.

Будова Землі.

Земля, як і всі планети земної групи, має шарувату будову. У центрі планети розташоване ядро ​​із розплавленого заліза. Внутрішня частина ядра складається із твердого заліза. Все ядро ​​планети оточене в'язкою магмою (твердішою, ніж під поверхнею планети) До складу ядра також входить розплавлений нікель та інші хімічні елементи.

Мантія планети - в'язка оболонка на яку припадає 68% маси планети і близько 82% загального обсягу планети. Мантія складається з силікатів заліза, кальцію, магнію та багатьох інших. Відстань від Землі до ядра понад 2800 км. і весь цей простір займає мантія. Зазвичай мантію поділяють на дві основні частини: верхню та нижню. Вище за відмітку 660 км. до земної кори розташована верхня мантія. Відомо, що вона, з часів формування Землі до наших днів, зазнала значних змін у своєму складі, так само відомо, що саме верхня мантія породила земну кору. Нижня мантія розташована відповідно нижче межі 660 км. до ядра планети. Нижня мантія була мало вивчена через важку доступність, але вчені мають всі підстави вважати, що нижня мантія не зазнала серйозних змін у своєму складі за весь час існування планети.

Земна кора – найвища, тверда оболонка планети. Товщина земної кори зберігається не більше від 6 км. на дні океанів та до 50 км. на континентах. Земну кору, як і і мантію, поділяють на 2 частини: океанічна земна кора і континентальна земна кора. Океанічна земна кора складається, в основному, з різних порід та осадового чохла. Континентальна земна кора складається з трьох шарів: осадовий чохол, гранітний та базальтовий.

За час життя планети склад і будова Землі зазнавали значних змін. Рельєф планети постійно змінюється, тектонічні плити то зсуваються, утворюючи дома свого стику великі гірські рельєфи, то розсуваються, створюючи між собою моря і океани. Рух тектонічних плит відбувається через зміни температур мантії під ними та під різними хімічними впливами. Склад планети теж піддавався різним зовнішнім впливам, що призвело до його зміни.

Одного разу, Земля досягла того стану, щоб у ній могло виникнути життя, що й сталося. тривала дуже довгий час. За ці мільярди років вона змогла з одноклітинного організму перерости або мутувати в багатоклітинні та складні організми, яким і є людина.

Внутрішня будова Землі

В даний час переважна більшість геологів, геохіміків, геофізиків і планетологів приймається, що Земля має умовно сферичну будову з нечіткими межами розділу (або переходу), а сфери – умовно мозаїчно-блокове. Основні сфери – земна кора, тришарова мантія та двошарове ядро ​​Землі.

Земна кора

Земна кора становить найвищу оболонку твердої Землі. Потужність її коливається від 0 на деяких ділянках серединно-океанічних хребтів та океанських розломів до 70-75 км під гірськими спорудами Анд, Гімалаїв та Тибету. Земна кора має латеральною неоднорідністю , тобто. склад і будова земної кори різні під океанами та континентами. На підставі цього виділяються два основні типи кори – океанічна та континентальна та один тип проміжної кори.

● Океанічна кора займає Землі близько 56% земної поверхні. Потужність її зазвичай вбирається у 5-6 км і максимальна біля підніжжя континентів. У її будові виділяються три шари.

Перший шарпредставлений осадовими породами. В основному це глинисті, крем'янисті та карбонатні глибоководні пелагічні опади, причому карбонати з певної глибини зникають внаслідок розчинення. Ближче до континенту з'являється домішка уламкового матеріалу, знесеного з суші (континенту). Потужність опадів коливається від нуля в зонах спредингу до 10-15 км поблизу континентальних підніжжів (періокеанічних прогинах).

Другий шарокеанічної кори у верхній частині(2А) складений базальтами з рідкими та тонкими прошарками пелагічних опадів. Базальти нерідко мають подушкову окремість (піллоу-лави), але відзначаються і покриви масивних базальтів. У нижній частинідругого шару (2В) у базальтах розвинені паралельні дайки долеритів. Загальна потужність другого шару близько 1,5-2 км. Будова першого та другого шару океанської кори добре вивчена за допомогою підводних апаратів, драгуванням та бурінням.

Третій шарокеанічна кора складається з повнокристалічних магматичних порід основного та ультраосновного складу. У верхній частині розвинені породи типу габро, а нижня частина складена «смуговим комплексом», що складається з чергування габро та ультрамафітів. Потужність 3 шару близько 5 км. Він вивчений за даними драгування та спостережень з підводних апаратів.

Вік океанічної кори вбирається у 180 млн. років.

При вивченні складчастих поясів континентів було виявлено у яких фрагменти асоціацій порід, подібних океанським. Г Штейманом було запропоновано на початку XX століття називати їх офіолітовими комплексами(або офіолітами) і розглядати «тріаду» порід, що складається з серпентенізованих ультрамафітів, габро, базальтів та радіоляритів, як релікти океанічної кори. Підтвердження цьому було отримано лише у 60-ті роки XX століття, після публікацій статті з цієї теми А.В. Пейві.

● Континентальна кора поширена у межах континентів, а й у межах шельфових зон континентальних околиць і мікроконтинентів, розташованих усередині океанських басейнів. Загальна площа становить близько 41% земної поверхні. Середня потужність 35-40 км. На щитах та платформах континентів вона варіює від 25 до 65 км, а під гірськими спорудами сягає 70-75 км.

Континентальна кора має тришарову будову:

Перший шар- Осадовий, зазвичай називається осадовим чохлом. Потужність його коливається від нуля на щитах, підняттях фундаменту та в осьових зонах складчастих споруд до 10-20 км в екзогональних западинах плит платформ, передових та міжгірських прогинах. Він складний, переважно, осадовими породами континентального чи мілководного морського, рідше батіального (в глибоководних западинах) походження. У цьому осадовому шарі можливі покриви та сили магматичних порід, що утворюють трапові поля (трапові формації). Віковий діапазон порід осадового чохла від кайнозою до 1,7 млрд. років. Швидкість поздовжніх хвиль становить 2,0-5,0 км/сек.

Другий шарконтинентальної кори або верхній шар консолідованої кори виходить на денну поверхню на щитах, масивах або виступах платформ та в осьових частинах складчастих споруд. Він розкритий на Балтійському (Фенноскандинавському) щиті на глибину понад 12 км Кольською надглибокою свердловиною та на меншу глибину у Швеції, на Російській плиті у Саатлінській уральській свердловині, на плиті у США, у шахтах Індії та Південної Африки. Він складений кристалічними сланцями, гнейсами, амфіболітами, гранітами і гранітогнейсами, і називається гранітогнейсовим або гранітно-метаморфічнимшаром. Потужність цього шару кори досягає 15-20 км на платформах і 25-30 км у гірських спорудах. Швидкість поздовжніх хвиль становить 55-65 км/с.

Третій шарабо нижній шар консолідованої кори був виділений як гранулито-базитовийшар. Раніше передбачалося, що між другим і третім шаром існує чітка сейсмічна межа, названа на ім'я її першовідкривача кордоном Конрада (К) . Пізніше при сейсмічних дослідженнях почали виділяти навіть до 2-3 кордонів. До . Крім того, дані буріння Кольської СГ-3 не підтвердили різницю у складі порід при переході кордону Конрада. Тому в даний час більшість геологів і геофізиків розрізняють верхню і нижню кору за їх відмінними реологічними властивостями: верхня кора жорсткіша, і тендітніша, а нижня - пластичніша. Тим не менш, на підставі складу ксенолітів із трубок вибуху можна вважати, що «грануліто-базитовий» шар містить гранулити кислого та основного складу та базити. На багатьох сейсмічних профілях нижня кора характеризується наявністю численних майданчиків, що відображають, що також може, ймовірно, розглядатися як наявність пластових впроваджень магматичних порід (щось схоже на трапові поля). Швидкість поздовжніх хвиль у нижній корі 6,4-7,7 км/сек.

● Кора перехідного типу є різновидом кори між двома крайніми типами земної кори (океанської та континентальної) і може бути двох типів – субокеанської та субконтинентальної. Субокеанська корарозвинена вздовж континентальних схилів та підніжжів і, ймовірно, підстилає дно улоговин не дуже глибоких та широких окраїнних та внутрішніх морів. Потужність її вбирається у 15-20 км. Вона пронизана дайками та силами основних магматичних порід. Субокеанська кора розкрита свердловиною біля входу в Мексиканську затоку та оголена на узбережжі Червоного моря. Субконтинентальна кораутворюється в тому випадку, коли океанська кора в енсиматичних вулканічних дугах перетворюється на континентальну, але ще не досягає «зрілості». Вона має знижену (менше 25 км) потужність і нижчий рівень консолідованості. Швидкість поздовжніх хвиль у корі перехідного типу трохи більше 5,0-5,5 км/с.

● Поверхня Мохоровичича та склад мантії. Кордон між корою і мантією досить чітко визначається по різкому стрибку швидкостей поздовжніх хвиль від 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/сек і вона відома як поверхня Мохоровичіча (Мохо або М) на ім'я хорватського геофізика, що виділив її. .

В океанах вона відповідає межі між полосчастим комплексом 3-го шару та серпентинізованими базіт-гіпербазитами. На континентах вона розташована на глибині 25-65 км. і до 75 км. у складчастих областях. У ряді структур виділяється до трьох поверхонь Мохо, відстані між якими можуть досягати кількох кілометрів.

За результатами вивчення ксенолітів з лав та кімберлітів із трубок вибуху передбачається, що під континентами у верхній мантії присутнім крім перидотитів еклогіти (як релікти океанської кори, що опинилися в мантії у процесі субдукції?).

Верхнячастина мантії - це "виснажена" ("деплетована") мантія. Вона збіднена кремнеземом, лугами, ураном, торем, рідкісними землями та іншими некогерентними елементами завдяки виплавленню з неї базальтових порід земної кори. Вона охоплює майже її літосферну частина. Глибше вона змінюється «невичерпною» мантією. Середній первинний склад мантії близький до шпинелевого лерцоліту або гіпотетичної суміші перидотиту та базальту у пропоції 3:1, яка була названа А.Є. Рінгвудом піролітом.

Шар Голіцинаабо середня мантія(мезосфера) – перехідна зона між верхньою та нижньою мантією. Простирається він із глибини 410 км, де відзначається різке зростання швидкостей поздовжніх хвиль, до глибини 670 км. Зростання швидкостей пояснюється збільшенням щільності речовини мантії приблизно на 10%, у зв'язку з переходом мінеральних видів в інші види з щільнішою упаковкою: наприклад, олівіна в вадслеїт, а потім вадслеїту в рингвудіт зі структурою шпинелі; піроксену у гранат.

Нижня мантіяпочинається з глибини близько 670 км і простягається до глибини 2900 км із шаром D в основі (2650-2900 км), тобто до ядра Землі. На підставі експериментальних даних передбачається, що вона повинна бути складена в основному перовскітом (MgSiO 3) та магнезіовюститом (Fe, Mg)O – продуктами подальшої зміни речовини нижньої мантії при загальному збільшенні відношення Fe/Mg.

За останніми сейсмотомографічними даними виявлено значну негомогеність мантії, а також наявність більшої кількості сейсмічних кордонів (глобальні рівні - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 км і проміжні - 100, 300, 0000, 1000, 2 мантії (Павленкова, 2002; Пущаровський, 1999, 2001, 2005; та ін).

За Д.Ю. Пущаровському (2005) будова мантії представляється трохи інакше, ніж вищенаведені дані згідно з традиційною моделлю (Хаїн, Ломізе, 1995):

Верхня мантіяі двох частин: верхня частина до 410 км, нижня частина 410-850 км. Між верхньою та середньою мантією виділено розділ I – 850-900 км.

Середня мантія: 900-1700 км. Розділ ІІ – 1700-2200 км.

Нижня мантія: 2200-2900 км.

● Ядро Землі за даними сейсмології складається із зовнішньої рідкої частини (2900-5146 км) та внутрішньої твердої (5146-6371 км). Склад ядра більшістю приймається залізним із домішкою нікелю, сірки або кисню або кремнію. Конвекція у зовнішньому ядрі генерує головне магнітне поле Землі. Передбачається, що на межі ядра та нижньої мантії зароджуються плюми які потім у вигляді потоку енергії або високоенергетичної речовини піднімаються вгору, формуючи в земній корі або на її поверхні магматичні породи.

Плюм мантійний – вузький, що піднімається вгору потік твердофазного речовини мантії діаметром близько100 км, який зароджується в гарячому, низькощільному прикордонному шарі, розташованому або вище сейсмічної межі на глибині 660 км, або поруч з кордоном ядро-мантія на глибині 2909 км7. За А.Ф. Грачову (2000) мантійний плюм – це прояв внутрішньоплитної магматичної активності, обумовлений процесами в нижній мантії, джерело якої може знаходитися на будь-якій глибині в нижній мантії, аж до межі ядро-мантія (шар «Д»). (На відміну від гарячої точки,де прояв внутрішньоплитної магматичної активності обумовлено процесами у верхній мантії.) Мантійні плюми характерні для дивергентних геодинамічних режимів. По Дж. Моргану (1971) плюмові процеси зароджуються ще під континентами на стадії рифтогенеза (рифтинга). З проявом мантійного плюма зв'язується формування великих склепінних піднять (діаметром до 2000 км), в яких відбуваються інтенсивні тріщинні виливи базальтів Fe-Ti-типу з коматіїтовою тенденцією, помірно збагачених легкими РЗЕ, з кислими дифференціями. . Відносини ізотопів 3 He/4 He(10 -6)>20; 143 Nd/144 Nd - 0.5126-0/5128; 87 Sr/86 Sr - 0.7042-0.7052. З мантійним плюмом пов'язується формування потужних (від 3-5 км до 15-18 км) лавових товщ архейських зеленокам'яних поясів та пізніших рифтогенних структур.

У північно-східній частині Балтійського щита, і на Кольському півострові зокрема, передбачається, що мантійні плюми зумовили формування пізньоархейських толеїтбазальтових і коматіїтових вулканітів зеленокам'яних поясів, пізньоархейського лужногранітного і анортозитового магматизму, комплексу ранньопротезних , 2003).

Плюм-тектоніка – тектоніка мантійних струменів, пов'язана із тектонікою плит. Цей зв'язок виражається в тому, що холодна літосфера, що субдукується, занурюється до межі верхньої і нижньої мантії (670 км), накопичується там, частково продавливаясь вниз, а потім через 300-400 млн. років проникає в нижню мантію, досягаючи її кордону з ядром (290 км). Це викликає зміну характеру конвекції у зовнішньому ядрі та його взаємодії з внутрішнім ядром (кордон між ними на глибині близько 4200 км) і, як компенсація припливу матеріалу зверху, освіта на межі ядро/мантія висхідних суперплюмів. Останні піднімаються до підошви літосфери, частково відчуваючи затримку межі нижньої і верхньої мантії, а тектоносфері розщеплюються більш дрібні плюми, із якими пов'язаний внутриплитный магматизм. Вони ж, мабуть, стимулюють конвекцію в астеносфері, відповідальну за переміщення літосферних плит. Процеси ж, що відбуваються в ядрі, японські автори позначають на відміну від плейт-і плюм-тектоніки, як тектоніку росту (growth teсtonics), маючи на увазі зростання внутрішнього, чисто залізо-нікелевого ядра за рахунок зовнішнього ядра, поповнюваного короваман.

Виникнення мантійних плюмів, що веде до утворення великих провінцій плато-базальтів, передує рифтогенезу у межах континентальної літосфери. Подальший розвиток може відбуватися по повному еволюційному ряду, що включає закладення потрійних сполук континентальних рифтів, подальше утончення, розрив материкової кори та початок спредингу. Однак розвиток окремо взятого плюма не може призвести до розриву материкової кори. Розрив відбувається у разі закладення системи плюмів на континенті і далі процес розколу відбувається за принципом тріщини, що просуває, від одного плюма до іншого.

Літосфера та астеносфера

Літосфераскладається із земної кори та частини верхньої мантії. Це поняття суто реологічне, на відміну кори і мантії. Вона більш жорстка і крихка, ніж більш ослаблена і пластична оболонка мантії, що підстилає, яка була виділена як астеносфера. Потужність літосфери від 3-4 км в осьових частинах серединно-океанських хребтів до 80-100 км на периферії океанів і 150-200 км і більше (до 400 км?) під щитами стародавніх платформ. Глибинні межі (150-200 км і більше) між літосферою та астеносферою визначається з великими труднощами, або зовсім не виявляються, що, ймовірно, пояснюється високою ізостатичною врівноваженістю та зменшенням контрасту між літосферою та астеносферою в прикордонній зоні, обумовленим високим геотермічним зменшенням розплаву в астеносфері і т.д.

Тектоносфера

Джерела тектонічних рухів і деформацій лежать над самій літосфері, а глибших рівнях Землі. У них залучено всю мантію аж до прикордонного шару з рідким ядром. У зв'язку з тим, що джерела рухів проявляються і в пластичному шарі верхньої мантії, що безпосередньо підстилає літосферу – астеносфері, літосферу і астеносферу нерідко поєднують в одне поняття – тектоносферияк сфери прояву тектонічних процесів. У геологічному сенсі (за речовим складом) тектоносфера ділиться на земну кору і верхню мантію до глибини приблизно 400 км, а реологічному сенсі – на літосферу і астеносферу. Кордони між цими підрозділами, як правило, не збігаються, і літосфера зазвичай включає крім кори та якусь частину верхньої мантії.

Останні матеріали

• Основні закономірності татичного деформування ґрунтів

  За останні 15...20 років у результаті численних експериментальних досліджень із застосуванням розглянутих вище схем випробувань отримано великі дані про поведінку ґрунтів при складному напруженому стані. Оскільки в даний час у...

• Пружнопластичне деформування середовища та поверхні навантаження

  Деформації пружнопластичних матеріалів, у тому числі й ґрунтів, складаються з пружних (оборотних) та залишкових (пластичних). Для складання найбільш загальних уявлень про поведінку ґрунтів при довільному навантаженні необхідно вивчити окремо закономірності.

• Опис схем та результатів випробувань ґрунтів з використанням інваріантів напруженого та деформованого станів

  При дослідженні ґрунтів, як і конструкційних матеріалів, теоретично пластичності прийнято розрізняти навантаження і розвантаження. Навантаженням називають процес, при якому відбувається наростання пластичних (залишкових) деформацій, а процес, що супроводжується зміною (зменшенням).

• Інваріанти напруженого та деформованого станів ґрунтового середовища

  Застосування інваріантів напруженого та деформованого станів у механіці ґрунтів почалося з появи та розвитку досліджень ґрунтів у приладах, що дозволяють здійснювати дво- та тривісне деформування зразків в умовах складного напруженого стану.

• Про коефіцієнти стійкості та зіставлення з результатами дослідів

  Так як у всіх розглянутих у цьому розділі задачах ґрунт вважається таким, що знаходиться в граничному напруженому стані, то всі результати розрахунків відповідають нагоді, коли коефіцієнт запасу стійкості к3 = 1.

• Тиск ґрунту на споруди

  Особливо ефективними є методи теорії граничної рівноваги в задачах визначення тиску ґрунту на споруди, зокрема підпірні стінки. При цьому зазвичай приймається заданим навантаження на поверхні ґрунту, наприклад, нормальний тиск р(х), та…

• Несуча здатність основ

  Найбільш типовим завданням про граничну рівновагу ґрунтового середовища є визначення несучої здатності основи під дією нормальної або похилої навантажень. Наприклад, у разі вертикальних навантажень на підставі завдання зводиться до того, що…

• Процес відриву споруд від основ

  Завдання оцінки умов відриву та визначення необхідного для цього зусилля виникає під час підйому суден, розрахунку тримаючої сили «мертвих» якорів, зняття з ґрунту морських гравітаційних бурових опор при їх перестановці, а…

• Розв'язання плоскої та просторової задач консолідації та їх застосування

  Рішень плоскої і більше просторових завдань консолідації як найпростіших залежностей, таблиць чи графіків дуже обмежене число. Є рішення для випадку докладання до поверхні двофазного ґрунту зосередженої сили.

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.