» » Внутреннее строение Земли

Внутреннее строение Земли

30.07.2016

Наша планета имеет форму, близкую к эллипсоиду (геоид), сплюснутому у полюсов и имеющему концентрическое строение. Длина экваториального радиуса Земли 6378, 245 км, полярного — 6356,863 км (средний радиус 6371, 1110 км). Возраст Земли приблизительно 5 миллиардов лет; близок к этим цифрам возраст Солнца и Вселенной.
Вокруг Земли развита газовая оболочка — атмосфера — шириной примерно до 1300 км. Другая внешняя оболочка — гидросфера — имеет прерывистое распространение, она в виде воды и льда находится между атмосферой и литосферой - - твердой оболочкой Земли. По современным представлениям, атмосфера и гидросфера образованы в результате дегазации мантии.
Непосредственно наблюдать строение недр Земли в естественных условиях возможно лишь до глубины 2—3 км, в сильно врезанных ущельях некоторых высокогорных систем, например в Гималаях, Андах, Альпах, на Памире, Большом Кавказе и др.
Глубина искусственных горных выработок лишь в редких случаях достигает 2000—3000 м. Так, наиболее глубокая шахта в настоящее время находится в Индии, ее глубина 3187 м (2290 м от уровня моря). Имеются также сверхглубокие скважины на Кольском и Апшеронском полуостровах, в Калифорнии и Техасе, которые также поставляют сведения о строении земной коры.
Представление о строении несколько более глубоких частей нашей планеты можно составить по сильно приподнятым участкам земной коры (блокам), ранее (сотни миллионов лет тому назад) находившимся на больших (иногда более 10 км) глубинах; они сложены древнейшими горными породами, главным образом метаморфитами и гранитоидами. Однако все же главными методами изучения строения и состава Земли являются геофизические, в первую очередь сейсмический метод. Посредством последнего установлено, что в недрах Земли существуют две концентрические поверхности (границы), позволяющие выделить ядро и две оболочки — земную кору и мантию.
Земная кора (литосфера), или слои А, по классификации американского геофизика К. Буллена, представляет собой весьма гетерогенную оболочку (основные компоненты Si, Al, Fe), сформировавшуюся в результате длительной (в продолжение нескольких миллиардов лет) переработки мантийного вещества.
Неоднократными исследованиями установлено, что мощность земной коры в различных частях континентов различна и колеблется от 20 до 70 км. Под океанами она составляет 5—15 км. Общая средняя мощность земной коры оценивается в 35 км.
В пределах как континентов, так и океанов она состоит из трех слоев: осадочного, гранито-метаморфитового и базальтового.
Верхний, осадочный, слой характеризуется скоростями распространения продольных сейсмических волн Vp = 2,0/5,0 км/с. На континентах этот слой сложен породами широкого стратиграфического диапазона — от верхнепротерозойских до четвертичных под океанами, вероятно, не старше фанерозойских. Мощность осадочного слоя на континентах 10—15, редко 15—25 км, в центральных же частях океанов не более 1 км.
Во втором, гранито-метаморфитовом слое скорость распространения продольных сейсмических воли 5,5—6,5 км/с, что подтверждается экспериментально полученными цифрами. Плотность вещества второго слоя 2,7 г/см3.
Третий слой по физическим свойствам, в том числе и скорости распространения упругих сейсмических волн, слагающего его вещества отвечает базальту. Это подтверждается результатами драгирования в рифтовых ущельях срединных хребтов. Для океанической коры Vp = 6,8 км/с, изменяясь от 6,5 до 7,1 км/с, что близко к цифрам, полученным для третьего слоя на континентах (Vp = 6,6/7,4 км/с). Плотность вещества базальтового слоя ≈3,0 г/см3. Вулканиты занимают огромные пространства дна океанов. Второй слой океанической коры представлен преимущественно толеитовыми базальтами, по объему он равен 500 млн. км3, что в 20 раз превосходит объем синхронных вулканитов континентов и почти в 5 раз больше объема вулканогенных толщ фанерозоя материков. Вулканиты дна океанов, составляющие второй океанический слой и образованные в результате ареальных извержений, сменялись щелочно-базальтовыми вулканитами, слагающими островные и подводные горы, надстраивающими консолидированную кору океанов.
Граница между гранито-метаморфитовым и базальтовым слоями устанавливается по сейсмической .поверхности, называемой поверхностью Конрада, по имени ученого, впервые ее зафиксировавшего.
В основном земная кора состоит из эндогенных горных пород. По расчетам Ф. Кларка, до глубины 16 км соотношения горных пород в земной коре следующие (в %): магматические и метаморфические породы — 95, глинистые — 4, песчанистые — 0,75, известковистые — 0,25. На земной поверхности соотношение между этими горными породами совсем иное: магматическими и метаморфическими породами занято 25%, осадочными — 75%,
Нижней границей (подошвой) земной коры считается поверхность Мохоровичича. В среднем она залегает под континентами па глубине 35 км, под океанами — около 7 км. Эту поверхность впервые зафиксировал югославский геофизик Мохоровичич. Сокращенно ее называют поверхностью, либо разделом Мохо, и обозначают буквой М.
От раздела Moxo в направлении центра Земли отмечается повышение скоростей продольных (Vр) и поперечных (Vs) упругих сейсмических волн и начинается следующая оболочка - мантия. Мощность ее порядка 2900 км.
По характеру прохождения сейсмических волн в мантии К. Буллен выделяет три слоя: верхний В, промежуточный С, называемый также слоем, или разделом, Голицына, и нижний D. Верхний и промежуточный слои обычно объединяются под названием верхней мантии (основные ее компоненты Si, Fe, Mg).
Мощность слоя В — 60—250 км. В пределах этого слоя, на определенном уровне, отмечается уменьшение скоростей продольных и поперечных волн, что соответствует горизонту, или каналу, Гутенберга (T — 1500—1250° С); иногда этот слон называют астеносферой [греч. «астэнос» — слабый I, Верхняя граница этого горизонта фиксируется под континентами на глубинах 100—150 км, иод океанами — 50—100 км, а нижняя на глубинах 200—400 км. В ряде мест устанавливается несколько астеносферных горизонтов, что обычно для переходных зон. Пo отсутствию поперечных волн (Vs) здесь предполагается наличие очень жидкого вещества (магмы). Полагают, что характер астеносферы обусловлен тенденцией повышения температуры по сравнению с давлением, а также переходом вещества из кристаллического состояния в аморфное.
Промежуточный слой С распространяется на 800—950 км в глубину и характеризуется быстрым нарастанием (11 км/с) градиента продольных волн при скорости поперечных волн 6,2 км/с; плотность слоя возрастает до 3,5 г/см3. Большинство исследователей промежуточную мантию С рассматривают как слой, где происходят фазовые преобразования — переход одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов, но с сохранением химического состава.
Нижний слой D устанавливается до глубины 2900 км от раздела Moxo (основные компоненты Fe, Mg, Ni; плотность 5,7—3,3; T — 3000—1500° С). Он характеризуется медленным возрастанием скорости волн (Vp = до 13,5; Vs = 7,3 км/с). Повышение плотности объясняется общим возрастанием давления и плотной упаковкой вещества.
В ядре (основные компоненты Ni, Fe) Земли выделяются: внешняя и внутренняя части. Между ними отмечается переходная зона. Радиус R всего ядра равен 3500 км, внутреннего 1300 км. Прохождение Vs в ядре по направлению к центру затухает; Vp на границе внешней части ядра с мантией скачком понижается до —8,1 км/с, а во внешней части ядра отмечается непрерывное возрастание Vp до 10,7 км/с (приблизительно на глубине 4700 км). На границе внутренней части ядра (переходная зона) Vp быстро растет (до 11,2 км/с), а затем, во внутреннем ядре, начинающемся на глубине 5100 км, в направлении центра уже не меняется.
На границе мантии с ядром плотность скачкообразно изменяется. Данные о плотности здесь неоднозначны. Большинство исследователей считают, что внешняя часть ядра (плотность 11,2—10; T — до 3870° С) находится в жидком состоянии, внутренняя же — твердая (плотность — 12), Часть исследователей полагают, что ядро состоит главным образом из соединений железа; другие допускают мантийный его состав с металлической фазой вещества.
Сила тяжести в земной коре и мантии с глубиной меняется незначительно и достигает максимума на границе мантии с ядром (в среднем в коре и мантии сила тяжести равняется 1000 см/с), далее она быстро уменьшается и в центре становится равной нулю.
Давление в направлении центра Земли возрастает постепенно: на границе с ядром P=(l,3—1,4)*10в3 кбар [или (1,3—1,4)*10в11 Па] в центре (3,5 ± 0,5)*10в3 кбар [или (3,5 ± 5)*10в11 Па]. Данные о температурном режиме земных недр весьма разноречивы и обусловлены тем вариантом гипотезы о происхождении Земли, какой придерживается тот или иной автор, т. е. какой, по их представлениям, была исходная температура Земли при ее формировании. При этом учитывается характер содержания радиоактивных веществ в недрах Земли. Допускается, что в земной коре происходит быстрое увеличение температуры (до 1500° С), далее температура возрастает медленно и во внутреннем ядре достигает 4750° С.