Внутреннее строение Земли

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ  И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ  СОЦИАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Курский институт социального образования

(филиал) РГСУ

 

 

Факультет «Социальная  работа, педагогика и психология»

 

Кафедра философии и  социологии

 

 

 

 

Внутреннее строение Земли

 

по дисциплине «Концепции современного естествознания» 

для специальности  «Социальная  педагогика»

 

 

 

 

 

 

 

 

Выполнил ______________________

 

Студент _______________________

 

Работа проверена___________________

                                                                                                                                    (дата)

 

Оценка___________________________

 

Проверил_________________________

                                                                                       (подпись)

 

 

 

 

Курск

2011

 

Содержание

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

1. Ядро Земли. Свойства и состав………………………………..………4
1. Внутреннее ядро……………………………………………..…..4
2. Внешнее ядро…………………………………………………….6
2. Геосферные оболочки…………………………………………………..7
1. Нижняя мантия…………………………………………….……..7
2. Верхняя мантия……………………………………………….…9
3. Астеносфера…………………………………………………….11
4. Литосфера……………………………………………………….12

 Заключение…………………………………………………………….…17

Список литературы……………………………………………………….18

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Введение

Наша планета кружится вокруг Солнца по эллиптической (близкой к круговой) орбите со средней скоростью 29,7 км/с и средним расстоянием около 149 млн км. Она приближенно имеет форму геоида (сфероида) со средним радиусом 6371 км; экваториальный радиус равен 6378 км, а полярный — 6356 км (у планет земной группы радиусы по экватору равны: у Меркурия — 2439 км, у Урана — 25400 и у Юпитера — 71 400 км).

Комплексное исследование Земли в целом свидетельствует  о большом значении законов геометрии  и симметрии, наиболее выразительно и масштабно проявивших себя на ранней (геологической) стадии развития планеты.

Плотность сферических  оболочек неравномерно уменьшается  от ядра к поверхности Земли; крупные  инверсии плотностей в этом направлении  встречаются, но редко. Средняя плотность вещества земного шара равна 5,52 г/см³. Сферные оболочки заряжены, но далеко не одинаково. Электротоки и электрополя присутствуют в каждой сфере, однако электропроводность в земном шаре неравномерна и заметно возрастает в расплавах.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1. Ядро Земли. Свойства и состав.

Основой Земли является ее ядро. Согласно модели Буллена—Гутенберга, шар Земли по сейсмическим данным делится на крупнейшие сферические слои: А — литосфера — земная кора и отчасти мантия; В, С, D — мантия; Е, F — внешнее ядро и G — внутреннее ядро (рис. 1). Земля имеет общие черты строения с планетами земной группы (рис. 2).

Рис. 17. Сопоставление строения Луны, Меркурия,

Марса, Венеры и Земли по М. Я. Марову (1986 г.)

 

1.1. Внутреннее  ядро

Слой G — внутреннее ядро Земли с радиусом около 1271 км, глубины которого составляют приблизительно 5100—6371 км. Объем ядра равен 16,2% объема Земли (в условном пересчете).

Плотность вещества, максимальная для Земли, превышает 11—12 г/см³. Давление в ядре очень высокое и достигает предположительно 3,5 млн атм. Температура в раскаленном ядре около 5 тыс. К.

Существование ядра на протяжении всей истории Земли у специалистов не вызывает сомнений. Оно образовалось, вероятно, чуть раньше, чем планета  в целом.

 

 

Центральное ядро развивалось  циклически, оно пульсировало, то расширяясь, то сжимаясь и, в конечном счете, испытало общее сжатие, сопровождавшееся уменьшением радиуса ядра.

Внутреннее ядро оказывает  существенное влияние на внешнее  ядро, мантию и на планету в целом. Силы гравитации сбалансированы главным образом в центральных областях земного шара. Сосредоточенное в твердом ядре постоянное планетарное, гравитационное удерживает от разлета легкие газовые оболочки, гидросферу и плотные геосферные слои. Поле центрального тяготения было свойственно ядру с момента зарождения планеты, каким бы оно ни было по составу и строению. Именно оно обусловливало стягивание формирующихся и освоившихся частиц к центру.

О состоянии внутреннего  ядра чаще всего судят по отношению  к железу – как и когда оно  появилось и каковы его источники.

Земля является ближайшей  к центру Солнечной системы планетой, обладающей ядром с высоким содержанием  железа. Относительно участия железа в строении ядра предполагались следующие  варианты:

1. внутреннее ядро  состоит из чистого железа;

2. сложено сплавом  железа и никеля (до 7%);

3. представлено сплавом  железа, никеля и кремния;

4. определяется сплавом железа и серы (до 8 %).

В земных условиях первыми  конденсировались капли железа. Мнение исследователей склоняется к обязательности участия серы. На эту мысль навело присутствие сульфидов железа в метеоритах, а также специальные лабораторные исследования по добавкам серы при сжатии металлов.

После железа конденсировались в капли планетного расплава никель, силикаты сульфида и некоторые окислы, что наблюдается и у внутренних планет земной группы. Исходными элементами были Fe, Ni, Co, Mg, Si, Na, К и др.

 

Первые полмиллиарда лет были пусковым периодом Земли. Еще  более короткий предшествующий период был обусловлен синтезом в ядре первых самостоятельных химических соединений формирующейся планеты – началом собственных реакций. Они связываются с появлением железа и водородного компонента.

Слой F выделяется как узкая переходная сферическая зона в интервале 5000—5100 км между внешним и внутренним в первую очередь железом, никелем, кобальтом и серой.

1.2. Внешнее  ядро

Слой Е — это внешний сферический слой земного ядра, находящийся в текучем, расплавленном состоянии и представляющий собой наряду с вышележащей мантией крупную оболочку планеты (отдельные включения ее могут быть и в твердой фазе). Радиус верхней границы жидкостной сферы составляет около 3480 км, а ее глубина от поверхности равна 2900 км. Толщина расплавленной оболочки вдоль по радиусу достигает 2100 км. Плотность материала около внешней границы ядра возрастает скачком в 2 раза, от 5—6 до 9—10 г/см³, а около нижней границы сферы повышается до 11— 11,5 г/см³. Температура на глубине 2900 км, внешней границе жидкого ядра, равна 4000 ± 500 К; но по другим, менее известным данным, она составляет 3000 или 6000 К.

Давление вышележащих  пород на верхней границе сферы  примерно 1,3 млн атм, а па нижней (в  подошве) — около 3,2 млн атм.

На верхней поверхности  слоя ускорение силы тяжести возрастает от 985 до 1037 см/с² и далее, к глубинам 5000 км, равномерно снижается до 450 см/с².

Основные свойства жидкости данной геосферы – ее сплошность, текучесть, общая легкая подвижность, сжимаемость. Свойства раствора

 

 

заметно изменяются с  появлением локальной вязкости: жидкость или расплав становятся тугоподвижными, пассивными, слабообменными.

Поскольку внешнее ядро имеет наружные проявления в планетарных  магнитных полях, планетарном вращении, приливных реакциях планеты, то по их анализу установлено, что рассматриваемый 2000-километровый сферический пояс не должен быть ни слишком вязким, пи слишком жидким. Он находится в среднежидком – средневязком состоянии с параметрами, необходимыми и для свободного горизонтального движения, и для свободного опускания более плотного вещества.

Считается, что химический состав данной сферы соизмерим с составом железных и железокамениых метеоритов. Метеориты были многократно разрушены и окислены, а также могли образоваться из различных (сили-катных, железных) частей какой-либо распавшейся планеты; поэтому прямая и безусловная параллелизация состава данной оболочки с ними относительна.

2. Геосферные  оболочки

2.1. Нижняя мантия

Слой D соответствует нижней мантии Земли, ее второй крупнейшей сферической («каменной») оболочке, протяженность которой по радиусу составляет 700—2900 км, т. е. 2200 км.

Нижняя граница сферы  достаточно четкая, представлена упругими породами Верхняя граница прослеживается на глубине 700 км, где проходит существенная минералокристаллографическая граница и не фиксируются самые глубокие землетрясения.

Нижней мантии свойственны плотности пород 4,7 – 5,7 г/см³, а распределение сейсмических скоростей относительно равномерное. Характерные температуры оболочки 1500 – 3000 К.

 

 

Данная оболочка в  основном силикатно-окисное образование, литологически выраженное кремнекислородпыми породами. Содержание железа уменьшается и сдвигается на третье – пятое место, возрастают и выходят на первые места кислород, кремний, магний, алюминий и их оксиды, уменьшается содержание калия.

В нижней части ее (до 1000 км) формируется и местами преобладает минеральный состав вещества (в отличие от химического состава ядра). Имеются три предположения о его строении: первое – о преобладании в нижней мантии перовскита (с участием ильменита и периглаза); второе – об алюмосилнкатной (и магнезиально-железосиликатной) природе толщи; третье — о наличии плотно упакованных оксидов кремния, магния, кальция и железа или их ионов (вместе с ионами кислорода).

Верхняя часть нижней мантии (от 1000 до 700 км) полностью минеральная, представлена перовекитом, состоящим в основном из кислорода и кремния. Сопутствующие минералы – магнетит, сфен, гранат, хромид, оливин, перовскит – минерал средней твердости, имеющий структуру сдвоенного тетраэдра, где каждый атом кремния окружен шестью атомами кислорода, образуется на ранних стадиях кристаллизации в ультраосновных расплавах.

Отмечается наличие  растворенного водорода в протонном  состоянии, который активно диффундирует, но с меньшей скоростью, чем в  металлах.

Мантия в интервале 1000—2900 км может рассматриваться  как изолирующий слой в сплошном, либо в расслоенном состоянии. Состояние мантийных пород различное. Проявляется и ползучесть, преимущественно в высокотемпературном режиме, причем ползти могут не только вязкие, но и упругие твердые породы. Нижняя мантия может течь подобно жидкости и способна к массовым микроперемещениям тонких пластин. Ее породы

 

 

электропроводны, но в  десятки и сотни раз меньше, чем в расплавленном внешнем  ядре.

Среда оболочки отличается высокой однородностью и постепенными переходами. В слое нижней мантии предполагается замедленная конвекция, обусловленная региональной разницей в плотностях.

2.2. Верхняя  мантия.

Слой С может быть отнесен к интервалу 700—450 км. Плотность составляет 3,6— 4,7 г/см^а. Температура слоя до 1400—2200 К.

В интервале 700—650 км отмечается переходная зона между двумя минералами, где перовокит превращается в шпинель.

Зона в интервале от 650 до 450 км — это главная зона господства шпинели с плотной упаковкой. Каждый атом кремния в ее структуре  окружен четырьмя атомами кислорода (это знакомый нам тетраэдр).

Выше по радиусу, в интервале 450—390 км, фиксируется  новая переходная минералогическая зона, где шпинель  переходит в оливин. При этом кристаллическая  решетка перестраивается в сторону  менее плотной упаковки (структура  тетраэдра сохраняется). Смена шпинели на оливин может означать переход к верхней мантии (зона В).

Состав мантии на этом уровне еще определяется неполно из-за изменений химического состава при выносе мантийного вещества на поверхность.

С глубины 700 км и выше происходит верхний конвективный обмен: опускаются холодные массы и поднимаются теплые, причем расстояния между вертикальными холодными потоками составляют 1500 км. Открытие течения пород в мантии было весьма неожиданным, так как предел их пластичности оказался очень высоким: его величина превысила все предполагавшиеся оценки напряжений. В данных условиях все кристаллические вещества могут течь при самых малых нагрузках, обнаруживая свойства ползучести. Если в нижней мантии преобладала

 

высокотемпературная ползучесть, то на этих уровнях она проявляется в менее горячих пародах.

Погружающийся сверху поток  содержит в себе пластины материала  из земной коры, которые могут сталкиваться друг с другом до глубины 600—700 км.

Мантия — плохой проводник тепла, ей больше присущи изолирующие свойства. По-видимому, наилучшими изоляторами являются две раздельные части в нижней и верхней мантии, работающие по принципу «двойных рам».

Слой В, или оливиновая часть верхней мантии, находится в интервале от 200 до 390 км; по схеме Буллена- Плотность пород составляет 3,3—3,6 г/см³. Температура приблизительно 1100 К.

Главной породой данного  слоя являются перидотиты; их наличие  было предсказано В. А. Магницким  еще в 60-х годах. Основным породообразующим минералом перидотитов (свыше 90%) служит оливин, силикат магния (типа MgS0₄), где вокруг одного атома кремния расположены четыре атома кислорода; встречаются такие минералы, как гранат, пироксен, хромшпинелид. Перидоиты, расположенные несколько выше кровли оливиново-о слоя, начинают встречаться в кимберлитовых трубках (с глубины 150 км, по другим данным ниже).

Верхняя (оливиновая) мантия, как и нижележащая, представляет собой плотные, твердые и пластичные породы, через которые проходят поперечные волны; в ней широко проявляется  низкотемпературная ползучесть.

Части опускающихся сквозь эту сферу пластин перемещаются друг по другу с проскальзыванием, вызывающим на поверхности землетрясения  до глубины 300 км. Калий, представляющий собой летучий элемент, внутри слоя В содержится в меньшем количестве. Основными радиоактивными элементами сохраняются стронций и, возможно, рубидий.

 

 

2.3. Астеносфера

Слой А (только его нижняя часть), «геосфера без прочности», в свете новых данных рассматривается как астеносферная зона низких скоростей, распространенная в интервале 0—200 км и приближающаяся к поверхности в области океанов, в зонах океанических хребтов, на островах вулканического типа. Сверху слой А прикрыт лишь континентальной или океанической корой. Для нее характерны плотностные неоднородности, пониженное вязкое, более пластичное состояние, разнохарактерные тепловые потоки, частые землетрясения, активные перемещения горячей магмы и др.

Состояние вещества аморфное, стекловидное, расплавленное и в  ограниченных количествах жидкое. Оно  может быть нормальным (усредненным) или разуплотненным.

По составу пород  верхние части астеносферы полностью  или большей частью представлены разжиженными базальтами, обогащенными натрием и калием (щелочами). Все  океаническое дно покрыто слоем  выплавленных из мантии базальтов, мощность которого под срединно-океаническими хребтами составляет, по меньшей мере 3 км». Базальты извергаются также и отдельными вулканами, их продуктивные магмы, находящиеся в расплаве, медленно движутся снизу вверх и частично выплавляются из перидотитов, слагающих наиболее значительную часть астеносферы.

Кроме того, в астеносфере  представлены породы, состоящие из граната и пироксена — плотных  минералов, устойчивых при высоких  давлениях. При образовании материковой  земной коры из этих пород происходило усиленное извлечение из мантии кремния, щелочей, редкоземельных и радиоактивных элементов.

Астеносфера — основной исходный слой для формирования средних  и мелких очагов возбуждения, главный  резервуар сложных магматических  процессов, источник большинства землетрясений на поверхности Земли.

 

Мощности астеносферы  неодинаковы под материками и  океанами; в первом случае они могут  достигать 130-150 км, во втором > 200 км, компенсируя  разницу в весе между ними. Но основная компенсация связана не с мощностями подстилающей астеносферы, а с различиями в ее плотности под этими крупнейшими структурами литосферы: горные сооружения целиком плавают в более плотной мантии.

Положение кровли астеносферы  неодинаковое; она сравнительно глубоко  залегает под древними щитами и плитами (равнинами) на материках и очень высоко поднимается по разломам некоторых океанических островов.

Вертикальные движения — это обычные конвекционные  температурно-плотностные восходящие и нисходящие перемещения плюс погружения отдельных пластин и глыб, отделившихся от литосферы; основные движения по вертикали связаны с ячейками и их стенками. В горизонтальных движениях принимает участие сила Кориолиса. Однако главной причиной многие геологи считают растекание пород, накопившихся в зоне срединных океанических хребтов за счет подъема и излияния магмы. Предполагается, что эти породы под воздействием новоприбывшей магмы и собственного веса медленно движутся в сторону океанических желобов и «проваливаются» там в зону наклонных разломов.

2.4. Литосфера

Литосфера (верхняя часть слоя А) — последняя геосферная оболочка консолидированной Земли, составляющая всего 0,3% ее массы. Она отличается большой прочностью и твердостью и представляет собой жесткий слой, состоящий из обособленных крупных массивов, погруженных в подстилающий пластичный астеносферный слой. Огромные блоки материков и океанов плавают в нем как айсберги,

 

 

 

Литосферная оболочка почти  непрерывна. Она может быть нарушена лишь в океанах, в осевых частях срединно-океанических хребтов, где астеносфера высоко приподнята и приближается к дневной поверхности.

В естественных разрезах континентальной части литосферы  ее строение просматривается лишь на 2 — 3 км вглубь. Глубокие шахты позволяют  наблюдать ее до глубины 3187 м (Южная  Индия). Но самый ценный вещественный материал о строении земной коры поступил из Кольской сверхглубокой скважины, пробуренной на 1 января 1990 г. до глубины 12 066 м. Согласно проекту, ее глубина определена около 15 км, а завершение бурения намечено на 1993 г. Мало кто знает, что при проходке этой замечательной скважины были достигнуты уникальные технические рекорды: обсадные трубы диаметром 295 мм впервые были спущены до глубины 8750 м, а долото (буровой наконечник) диаметром 215 мм сверлило горные породы до 11 км!

Кольская скважина дала очень много принципиально новой геологической информации. Приведем лишь один парадоксальный пример: на глубине 6350 м в скважине был установлен родник рассола, что никаким специалистам ранее не могло прийти в голову.

Верхняя и нижняя границы  литосферы неровные, ее кровля, например, варьирует в пределах до 10 км; можно ожидать, что и па нижнем контакте колебания подошвы не меньше.

Средняя мощность литосферы  не определена; установить глубину  погружения и фазового состояния  отдельных глобальных блоков не удается, тем более что в их основании могут быть и постепенные переходы. Максимальная мощность литосферы предполагается равной 100 км (ранее допускалось 200 км), причем толщина от 10—30 до 70—100 км характерна для материков, а в океанах она составляет в среднем 5—8 км. Это определяет разделение литосферы на две части — материковую и океаническую.

 

Океаническая кора располагается  ниже дна океанов, на глубинах 2,5—6,5 км. Континентальная кора имеет наибольшую мощность под высоким горным рельефом, например в Гималаях и Андах, а самые тонкие ее участки находятся в материковых понижениях. Однако, несмотря на значительные и резкие высотные изменения, она ведет себя в целом как упругая пластина. Естественно, что под обоими типами коры мантийное вещество, формы его движения, теплообмен и другие ведущие параметры сильно отличаются друг от друга или нередко переходят в полные противоположности. Их образно сравнивают с деревянной и резиновой лодками, плывущими в одном водоеме.

Границы между двумя  главными литосферными структурами — материками и океанами выражены переходными тектоническими зонами шириной от 5—10 до нескольких десятков километров. Они находятся под океанской водой, осадочными породами или же под тем и другим вместе.

Возраст литосферы до конца не выяснен, для наиболее древних (архейских) частей континентов он насчитывает 3,8 млрд лет, т. е. составляет почти ⁹/₁₀ продолжительности существования Земли (4,6 млрд лет). К ним относится, в частности, континентальная кора Гренландии. В океанических впадинах возраст древнейшей коры равен 200 млн лет, т. е. менее 5% истории развития Земли. Континентальная кора укреплена длительной и неоднократной консолидацией с массовым участием крепких магматических внедрений. На материках произошло много стабилизирующих структурных изменений, укрепивших каркасную основу. Сама мощность континентальной коры материков превышает мощность океанической коры в 10—15 раз. Механизмы формирования обеих кор и темпы их развития имеют разный характер. Океаническая кора быстрее образуется, быстрее обновляется и быстрее разрушается. За сравнительно короткий период своего существования она остается малодеформированной или неповрежденной.

 

Возможно, что имеет  значение и разница в средних плотностях:

на континентах 2,7—2,8 г/см³;

в океанах 3—3,1 г/см³ (тяжелое вещество быстрее стекает в мантию).

Океаническая часть  литосферы занимает 55—60 % поверхности Земли, и лишь немногим более одной трети приходится на толстую континентальную кору. Граница океанов и континентов проходит ниже шельфа по основанию континентального склона и почти везде связана с разломами и зонами разломов.

Отсчет геологического времени в этой системе производится по скорости полураспада радиоактивных  изотопов углерода, урана, тория, калия, рубидия и неодима.

Одним из важнейших геологических различий в строении литосферы является наличие гранитного слоя мощностью до 30—40 км у континентов и его отсутствие под океанами.

Для материков и океанов  характерно наличие базальтов в  виде подстилающего слоя, однако по составу они неоднородны. Континентальной коре свойственны магматические, метаморфические и осадочные породы неодинакового состава, происхождения и возраста. В отличие от океана материковая кора сильно дифференцирована по разрезу и площади.

Породы континентальной  коры подразделяются на две большие группы:

1) недеформированные  осадочные и вулканические породы, расположенные в равнинных (платформенных)  условиях;

2) деформированные осадочные,  магматические и метаморфические  породы, залегающие в области  складчатых поясов — бывших  или современных гор.

Породы первой группы, достигающие 10, максимум 20 км толщины, могут перекрывать породы второй группы, если более ранние пояса  гор были

 

срезаны и понижены до своего базиса. Пояса деформированных  пород (древние складчатые пояса) имеют  весьма различный возраст, который может исчисляться сотнями миллионов лет. Они могут отчасти повторять этапы своего развития.

Слагающие континенты породы в настоящее время пополняются  за счет извержения магмы из расплавленной  коры, которая может быть изначально чистой или же с примесью контактирующих с жерлами пород. Большую роль играют магматические породы повторного плавления.

Древние пояса, весьма протяженные  и изогнутые в плане, разнообразны по строению. В них содержится больше базальтов, чем в современных  и молодых поясах. То же самое можно сказать о содержании магния (о кремнии — наоборот). Более молодая кора в их пределах может частично включать вещество переработанной древней коры!

Впервые вещество коры океанов  было неожиданно обнаружено в 1874 г. в  Северной Атлантике при подъеме с глубины 1225 м оборвавшегося телеграфного кабеля. На металлической кошке оказался кусок черного базальта весом 9,5 кг. Так началось изучение дна океанов.

Структуры литосферы  делятся на разрывные и неразрывные, причем последние могут иметь плавные, постепенные и ненарушенные переходы. В большинстве случаев структуры земной коры осложнены разрывами или разломами, которые могут проникать в литосферу на тысячи километров и вместе с тем могут быть заглублены всего лишь на первые десятки метров.

Разломы тектонического происхождения, в том числе глубинные, выражаются на поверхности в виде разнообразных открытых линий —  прямых и криволинейных, изолированных  и групповых, пересекающихся и непересекающихся. Типы разломов и их проекций в океанах и материках одинаковы.

 

 

Заключение

Границы сфер представляют собой разграничительные поверхности  и зоны, образовавшиеся на критических  физико-химических рубежах контактирующих оболочек, и могут быть выражены выступами, впадинами, крупными каплями, затеками вещества, так как на стыке разных сред неизбежны волнообразные контакты.

Ни одна оболочка не является однородной по составу, структуре, фазовому состоянию, электромагнитным полям  и другим внутрисферным процессам. Количество механических деформаций и  динамических изменений в плотных оболочках неисчислимо и лишь отчасти выражается в сотнях тектонических описаний, классификаций и расчетов.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Список литературы

1. Белоусов В.В. Основы геотектоники. – М.: «Недра», 1975.
2. Джинлос Р. Земное ядро // В мире науки.-1983.
3. Израилев В.М. Земля – планета парадоксов. АН СССР – М.: Наука, 1991.
4. Хаин В.Е. Общая геотектоника. – М.: «Недра», 1983.