Внутреннее строение Земли - Методы изучения внутреннего строения и состава Земли.
- Сейсмическая модель Земли.
- Геофизическая характеристика Земли.
- Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы.
- Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. (Кольская сверхглубокая скважина в России - 12262 м и около -1500 м при бурении океанического дна (бурение с судна «Гломар Челленджер»).
- Геофизические методы дают сведения о глубинном строении планеты по закономерностям изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях, в первую очередь - результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн.
- В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные –параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
- Объемные волны, два вида – продольные (имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами ) и поперечные (более «медленные» S-волны, распространяются только в твёрдой среде
- На границах сред с разными свойствами - преломление волн, а на границах резких изменений свойств - возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны.
- Если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, то на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.
- Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость продольных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км; при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 60-75 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами – лишь 10-12 км, включая мощность толщи воды.
- Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км. На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга, хотя это название и не является официальным.
- Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).
- Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящим верхнюю мантию на два слоя.
- Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича, толщина ее составляет от 6-7 км под океанами до 60-70 км под континентальными горными сооружениями.
- Два главных типа земной коры – континентальная и океанская, различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.
- Континентальная кора имеет среднюю мощность около 33 км, в её разрезе выделяются 3 слоя: 1. Верхний слой, - осадочный, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. 2. Средний слой - гранито-гнейсовый или «гранитный» слой (верхняя кора), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). и магматических пород.
- В основании гранито-гнейсового слоя выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. 3. Нижний слой (базальтовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород , её состав соответствует базитам.
океанская кора: - океанская кора:
- Верхний слой— осадочный, Мощность – сотни м, минимальна в центр. части океана, где он выклинивается и максимальна у подножия контин-х окраин, где м.б. до 10—15 км. Осадочный чехол океанов сформирован за последние 160—180 млн. лет, начиная с юрского периода.
- Второй слой— базальтовый, сложен низкокалиевыми толеито-базальтами - пиллоу (подушечные) лавы . Мощность второго слоя от 4 до 6 км.
- Третий слой - преимущественно габбро, и в подчин енном количестве -перидотиты, пироксениты, обычно серпентинизирированные - это полосчатый комплекс, обычно называют габбро-серпентинитовым слоем.
- Верхняя часть третьего слоя сложена массивными габбро. Мощность третьего слоя от 3 до 5 км.
- Ниже – верхняя мантия: выходы на дне и островах (о. Сан-Паулу у Бразилии)-вдоль наиболее крупных разломов. Это обычно серпентинизированные перидотиты — клинопироксеновые гарцбургиты, двупироксеновые лерцолиты, реже дуниты
- Мантия представляет собой оболочку, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.
- Верхняя мантия по геофизическим особенностям - два слоя.
- Верхний слой - подкоровая мантия - простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ.
- Ниже, до раздела 410 км - слой пониженных скоростей, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» - слабый и «sphair» - сфера); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом.
- Астеносфера – это слой в верхней мантии, выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью.
- Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы - твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км.
- В понятии тектоносфера (тектосфера) объединяют земную кору и верхнюю и среднюю мантию, т. е. твердую Землю до глубины около 700 км.
- Геосферы (оболочки)
- Земная кора (слой А)
- верхняя мантия (слой В),
- средняя мантия (слой С)
- нижняя мантия (слои D' и D")
- внешнее ядро (слой Е)
- переходная оболочка (слой F)
- внутреннее ядро (слой G, или субъядро
- Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.
- Геофизическая характеристика Земли
- Распределение массы между внутренними геосферами.
Плотность - Плотность
- Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли. Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см3.
- В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см3в подкоровой части до 5,5 г/см3 в низах нижней мантии.
- На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см3 - происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см3.
- граница верхней и нижней мантии - предположение — здесь возможен переход граната в ильменит, шпинели в смесь ильменита и периклаза (либо в другую фазу — β, а затем γ — шпинель), существование (Mg, Fe, SiO3) в форме перовскита; может, и увеличение отношения Fe/Mg.
Давление - Давление
- Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:
- сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);
- фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);
- различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).
- У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*109 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.
- Температура. Источники тепловой энергии.
- геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете).
- Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0С/км.
- «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0С.
- Источники эндогенной энергии : 1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации. 2. Радиогенное тепло. 3. Остаточное тепло. 4. Твёрдые приливы, обусловленные притяжение Луны.
- На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение (до 20-30 м).
Магнетизм Земли - Магнетизм Земли
- Земля - гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними.
- Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 900) и наименьшим на экваторе (7-80).
- Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.
- магнитное поле обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре.
- Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe2O4), гематит (Fe2O3), ильменит (FeTiO2), пирротин (Fe1-2S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов.
- Гравитационное поле Земли
- Поле силы тяжести на поверхности Земли является результирующей двух основных сил: силы притяжения Земли и центробежной силы, вызванной её вращением вокруг своей оси.
- Центробежная сила, направленная от оси вращения, уменьшает силу тяжести, причём в наибольшей степени на экваторе. Уменьшение силы тяжести от полюсов к экватору обусловлено и формой Земли, несколько сжатой с полюсов.
- В результате действия обеих причин сила тяжести на экваторе примерно на 0,5% меньше, чем на полюсах.
- Геометрическое тело, поверхность которого в каждой своей точке перпендикулярна к действительному направлению отвесной линии в этой точке называется геоид("eidos" по-гречески - вид). Поверхность геоида отличается от физической поверхности Земли, на которой резко выражены горы и океанические впадины
- Вклад в поле тяжести, обусловленный только притяжением масс Земли, называется потенциалом земного притяжения, или геопотенциалом.
КОНЕЦ |
Скачать 5.04 Mb.