Текст книги "Общее землеведение"

3.2. Внутреннее строение Земли

Существуют прямые и косвенные методы изучения внутреннего строения Земли.

Сделать выводы о том, каково строение недр Земли, можно на основании наблюдений на земной поверхности. Например, в обрывах на склонах долин рек, прорезающих равнину, обнажаются в одинаковой последовательности слои, идентичные или близкие по составу. Однако на равнине глубина долин редко достигает 200 м, как правило, она гораздо меньше в сравнении с горными реками, долины которых отличаются не только большой глубиной, но и отвесными склонами, близко подходящими друг к другу (Гранд-Каньон на плато Колорадо, глубина достигает 1800 м).

Данные бурения скважин представляют собой прямые, непосредственные сведения о геологическом строении. Можно увидеть и потрогать горные породы, лежащие на глубине, определить, в какую сторону и как круто наклонены слои. Земная кора достаточно часто разбурена до глубин 3–5 км. Самая глубокая скважина в мире (с 6 июня 1979 г.) – Кольская сверхглубокая – прошла 12 262 м, что является мировым достижением по глубине непосредственного проникновения в кристаллические породы недр Земли. За 36 лет, прошедших с тех пор, ни одна скважина даже не приблизилась к такой глубине (самая глубокая скважина в США Берта Роджерс – 9583 м в осадочном бассейне), тем не менее это всего 1/500 земного радиуса.

Большая часть сведений о глубинном строении Земли получена по косвенным, геофизическим данным – скоростям распространения сейсмических волн, изменениям величины и направления силы тяжести (ничтожным, уловимым только очень точными приборами), магнитным свойствам и величине электропроводности пород. Масса плотных пород в одном и том же объеме больше, чем масса пород, менее плотных, значит, плотные породы создают увеличенное поле тяготения. В плотных породах ударные волны распространяются быстрее. Проходя через породы с разными физическими свойствами, волны отражаются, преломляются, поглощаются. Волны бывают продольные и поперечные, скорости их распространения различны. Исследуют прохождение природных ударных волн при землетрясениях. Создают эти волны и искусственно, производя взрывы.

По геофизическим данным складывается картина распределения пород с разными физическими свойствами и можно строить предположения о глубине и форме их залегания.

На основе сведений о физических свойствах пород создают модель строения недр Земли: подбирают породы, физические свойства которых более или менее совпадают со свойствами, определенными с помощью косвенных методов, и мысленно помещают эти породы на соответствующую глубину. Когда удается пробурить скважину до глубины, прежде недоступной, или получить какие-нибудь другие достоверные данные, модель строения подтверждается полностью или частично либо вовсе не подтверждается (и тогда приходится строить новую модель): на глубине могут залегать породы, которые не встречаются на поверхности; при высоких температуре и давлении свойства хорошо известных пород часто меняются и пр.

Рис. 5. Изменение физических параметров в недрах Земли (по Аплонову, 2001)

При прохождении сквозь тело Земли сейсмических волн (продольных и поперечных) скорости их на некоторых глубинных уровнях заметно меняются (причем скачкообразно), что свидетельствует об изменении свойств среды, проходимой волнами. Продольные волны связаны с напряжениями растяжения (или сжатия), ориентированными по направлению их распространения; поперечные волны вызывают колебания среды, ориентированные под прямым углом к направлению их распространения (в жидкой среде не распространяются).

Современные представления о распределении температуры, плотности и давления внутри Земли иллюстрирует рис. 5. Из рисунка видно, что в центре Земли плотность достигает 14,3 г/см³ и что она резким скачком (от 5,5 до 10,0 г/см³) меняется на глубине 2900 км, а затем на глубине 5000 км (от 11,4 до 13,8 г/см³). Первый скачок позволяет выделить плотное ядро, а второй – подразделить это ядро на внешнюю (2900–5000 км) и внутреннюю (от 5000 км до центра) части.

Во внутреннем строении Земли выделяют земную кору, мантию и ядро.

Земная кора – первая оболочка твердого тела Земли, имеет мощность 30–40 км. По объему она составляет 1,2 % объема Земли, по массе – 0,4 %, средняя плотность равна 2,7 г/см³. Состоит преимущественно из гранитов, осадочные породы в ней имеют подчиненное значение. Гранитная оболочка, называемая «сиаль», богата кремнием и алюминием. От мантии земная кора отделена сейсмическим разделом, названным границей Мохо, по фамилии сербского геофизика А. Мохоровичича (1857–1936). Здесь происходит скачок скоростей продольных сейсмических волн примерно до 8 км/с (рис. 6). Эта граница четкая и наблюдается во всех местах Земли на глубинах от 5 до 90 км. Раздел Мохо не является просто границей между породами различного типа, а представляет собой плоскость фазового перехода между эклогитами и габбро мантии и базальтами земной коры.

Рис. 6.

Внутреннее строение Земли и скорости распространения продольных (Р) и поперечных (S) сейсмических волн (по Аплонову, 2001)

При переходе из мантии в кору давление падает, габбро переходят в базальты (здесь залегает богатая кремнием и магнием оболочка, называемая «сима»). Переход сопровождается увеличением объема на 15 % и, соответственно, уменьшением плотности. Поверхность Мохо считают нижней границей земной коры. Важная особенность этой поверхности состоит в том, что в общих чертах она представляет собой как бы зеркальное отражение рельефа земной поверхности: под океанами она выше, под континентальными равнинами ниже, под наиболее высокими горами опускается ниже всего (это так называемые корни гор).

Мантия составляет 83 % объема Земли и 68 % ее массы. Предполагается, что она сложена расплавленной силикатной массой, насыщенной газами. Скорости распространения продольных и поперечных волн в нижней части мантии возрастают соответственно до 13 и 7 км/с (см. рис. 4). Плотность вещества возрастает до 5,7 г/см³. На границе с ядром температура увеличивается до 3800 °C, давление – до 1,4 · 10¹¹ Па. Выделяют верхнюю мантию до глубины 900 км и нижнюю – до 2900 км. В верхней мантии на глубине 150–200 км присутствует астеносферный слой. Астеносфера (греч. asthenes – слабый) – слой пониженной твердости и прочности в верхней мантии Земли. Астеносфера – основной источник магмы, в ней располагаются очаги питания вулканов и происходит перемещение литосферных плит.

Ядро занимает 16 % объема и 31 % массы планеты. Температура в нем достигает 5000 °C, давление – 37 · 10¹¹ Па, плотность – 16 г/см³. Ядро делится на внешнее (до глубины 5100 км), находящееся в жидком состоянии, и внутреннее – твердое. Во внешнем ядре скорость распространения продольных волн падает до 8 км/с, а поперечные волны не распространяются вовсе, что принимается за доказательство его жидкого состояния. Глубже 5100 км скорость распространения продольных волн возрастает и вновь проходят поперечные волны (см. рис. 6). Внешнее ядро состоит из железа или металлизованных силикатов, внутреннее – железоникелевое. В ядре Земли происходит металлизация вещества, обусловливая образование электрических токов и магнитосферы.

3.3. Земной магнетизм

Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее сильное влияние на ГО оказывают гравитационное и магнитное.

Гравитационное поле. Гравитационное поле Земли – это поле силы тяжести. Сила тяжести – равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет 1/288 от силы тяжести. Сила тяжести на Земле в основном зависит от силы притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс внутри Земли и на поверхности. Действует сила тяжести повсеместно на Земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от поверхности вверх (на высоте 36 000 км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).

Нормальным гравитационным полем Земли называется такое поле, которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с равномерным распределением масс. Напряженность реального поля в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу и должны вызывать положительные аномалии, а океанические впадины, наоборот, отрицательные. Но на самом деле земная кора находится в изо-статическом равновесии.

Изостазия (от греч. isostasios – равный по весу) – уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г. английским ученым Г.Б. Эйри. Благодаря изостазии избытку масс выше теоретического уровня равновесия соответствует недостаток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине (100–150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где компенсация еще полностью не произошла, наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение наносов, под их тяжестью дно океанов прогибается; горы разрушаются, высота их и, следовательно, масса уменьшаются.

Значение гравитационного поля Земли для ее природы:

1. Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из ведущих эндогенных сил. Благодаря ей выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Давление масс вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию – источник внутренних (эндогенных) процессов, перестраивающих литосферу.

2. Земное тяготение уплотнило внутреннее вещество Земли и независимо от его химического состава сформировало плотное ядро.

3. Главным в истории планеты с геофизической точки зрения является процесс гравитационной дифференциации вещества – расслоение в соответствии с его плотностью в поле силы тяжести. В результате такого расслоения возникли геосферы, каждая из которых сложена веществом одного агрегатного состояния и сходной плотности.

4. Сила тяжести удерживает газовую и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы водорода и гелия.

5. Сила тяжести обусловливает стремление земной коры к изо-статическому равновесию. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть гор выше 9 км.

6. Астеносфера – размягченный теплом слой, допускающий движение литосферы, тоже следствие силы тяжести, поскольку расплавление вещества происходит при благоприятном соотношении количества тепла и величины сжатия (давления).

7. Шаровая фигура гравитационного поля определяет два основных вида форм рельефа на земной поверхности – конический и равнинный, которые соответствуют двум универсальным формам симметрии – конической и билатеральной.

8. Направление силы тяжести к центру Земли помогает животным удерживать вертикальное положение.

Температура поверхностного слоя земной коры (в среднем до 30 м) определяется солнечным теплом. Это гелиометрический слой, испытывающий сезонные колебания температуры. Ниже – еще более тонкий горизонт постоянной температуры (около 20 м), соответствующий среднегодовой температуре места наблюдения. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает (,геотермический слой). Изменение температуры при углублении в Землю на 100 м называется геотермическим градиентом. Его значения колеблются от 0,1 до 0,01 °C/м и зависят от состава горных пород, условий их залегания. Расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1 °C, называется геотермической ступенью (колеблется от 10 до 100 м/°С).

Магнитное поле. Земной магнетизм – свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызванного процессами, происходящими на границе «ядро – мантия». Впервые о том, что Земля – магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта.

Магнитосфера – область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы. В основе образования магнитного поля лежат внутренние и внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благодаря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Они составляются на пятилетний срок – магнитную эпоху.

У Земли было бы нормальное магнитное поле, будь она однородно намагниченным шаром. В первом приближении Земля представляет собой магнитный диполь – стержень, концы которого имеют противоположные магнитные полюса. Места пересечения магнитной оси диполя с земной поверхностью называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюса не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7–8 км/год. Отклонения реального магнитного поля от нормального (теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (Курская магнитная аномалия) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.

Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью. Магнитное склонение – угол между географическим меридианом и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к востоку от географического меридиана, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Магнитное наклонение – угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до 90°. Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая: на экваторе – 20–28 А/м, на полюсе – 48–56 А/м.

Магнитосфера имеет каплевидную форму (рис. 7). На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли, на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов.

Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов, имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до 10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и вызывая полярные сияния.

Рис. 7. Каплевидная форма магнитосферы Земли

Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться в пространстве туристам, кораблям.

3.4. Возраст Земли. Геохронология

Геохронология – обозначение времени и последовательности образования горных пород. Если залегание горных пород не нарушено, то каждый слой моложе того, на котором он залегает. Верхний слой образовался позднее всех лежащих ниже.

Для выполнения реконструкции геологической истории Земли необходима информация о событиях и отложениях, которые имели место от момента образования Земли и до наших дней. Так была создана стратиграфическая шкала (лат. stratum – слой, греч. grapho – описываю), которая показывала слоистые осадочные отложения от древних к молодым. В 1881 г. на 2-м Международном геологическом конгрессе в г. Болонье (Италия) стратиграфическая шкала была совмещена с геохронологической, указывающей временные рамки стратиграфических подразделений. На протяжении почти 120 лет после этого геохронологическая шкала дополнялась и уточнялась. Разные авторы называли ее по-разному: универсальная, планетарная, глобальная, международная, хроностратиграфическая, стандартная, единая, типовая. В настоящее время Международная геохронологическая шкала (2012) выглядит следующим образом.

Наиболее крупным подразделением является эон. Выделяют три зона:

✓ архейский (греч. archios – древнейший): более 3,5–2,6 млрд лет;

✓ протерозойский (греч. proteros – первичный): 2,6 млрд лет – 570 млн лет;

✓ фанерозойский (греч. phaneros – явный): 570 – 0 млн лет.

Зоны подразделяются на эры, а они в свою очередь на периоды и эпохи. Иногда в литературе весь период до фанерозоя называют докембрием (кембрий – первый период палеозойской эры) или криптозоем.

Фанерозойский эон подразделяется на эры:

✓ палеозойскую (греч. palaios – древний, zoe – жизнь) – 6 периодов;

✓ мезозойскую (греч. mesos – средний) – 3 периода;

✓ кайнозойскую (греч. kainos – новый) – 3 периода.

Все периоды (их 12) названы по той местности, где они были впервые выделены и описаны: кембрий – древнее название полуострова Уэльс в Англии; ордовик и силур – по названию древних племен, живших также в Англии; девон – по графству Девоншир в Англии; карбон – по каменным углям; пермь – по Пермской губернии в России и т. д. Геологические периоды обладают разной длительностью от 20 до 100 млн лет. Что касается четвертичного периода (квартер), то он по длительности не превышает 1,8–2,0 млн лет, но еще и не окончен.

Существуют аналоги Международной шкалы, адаптированные к специфике отложений отдельно взятых регионов, так называемые региональные или национальные шкалы (табл. 3).

Таблица 3

Геохронологическая шкала

Тема 4
Литосфера

4.1. Состав и строение литосферы

Термин «литосфера» употребляется в науке с середины XIX в., но современное значение он приобрел менее полувека назад. Еще в геологическом словаре издания 1955 г. сказано: «литосфера – то же, что земная кора». В геологическом словаре издания 1973 г. и в последующих: «литосфера… в современном понимании включает земную кору… и жесткую верхнюю часть верхней мантии Земли». Верхняя мантия – это геологический термин, обозначающий очень большой слой; верхняя мантия имеет мощность до 500 км, по некоторым классификациям – свыше 900 км, а в состав литосферы входят лишь верхние от нескольких десятков до двух сотен километров (до астеносферы) (рис. 8).

Горные породы земной коры. Земная кора сложена горными породами разного происхождения и состава. По происхождению горные породы подразделяют на магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы образуются в недрах Земли в условиях высоких температур и давлений в результате кристаллизации магмы. Они составляют 95 % массы вещества, слагающего земную кору. В зависимости от условий, в которых происходил процесс застывания магмы, формируются интрузивные (образовавшиеся на глубине) и эффузивные (излившиеся на поверхность) горные породы. К интрузивным породам относятся гранит, габбро, к изверженным – базальт, липарит, вулканический туф и др.

Рис. 8. Соотношение земной коры, мантии и литосферы

Осадочные породы образуются на земной поверхности различными путями. Часть из них формируется из продуктов механического разрушения пород, образовавшихся ранее (обломочные – пески, галечники); часть – за счет жизнедеятельности организмов (органогенные – известняки, мел, ракушечник; кремнистые породы, каменный и бурый уголь); часть – в результате химического осаждения из водных растворов или при испарении воды (химические: каменная соль, гипс).

Метаморфические породы образуются в результате превращения пород другого происхождения (магматических, осадочных) под воздействием различных факторов: высокой температуры и давления в недрах, контакта с породами другого химического состава и т. д. (гнейсы, кристаллические сланцы, мрамор и др.).

Большую часть объема земной коры занимают кристаллические породы магматического и метаморфического происхождения (около 90 %). Однако для географической оболочки более существенна роль маломощного и прерывистого осадочного слоя, который на большей части земной поверхности непосредственно контактирует с водой, воздухом, принимает активное участие в географических процессах (мощность 2,2 км – от 12 км в прогибах до 400–500 м в океаническом ложе). Наиболее распространены глины и глинистые сланцы, пески и песчаники, карбонатные породы. Важную роль в географической оболочке играют лёссы и лёссовидные суглинки, слагающие поверхность земной коры во внеледниковых районах северного полушария.

Рис. 9. Типы земной коры (по М.В. Муратову):

1 — вода; 2 – осадочный слой; 3 — гранитный слой; 4 – базальтовый слой; 5 — мантия Земли; 6 — участки мантии, сложенные породами повышенной мощности; 7 – участки мантии, сложенные породами пониженной мощности; 8 – глубинные разломы; 9 — вулканический конус

В земной коре – верхней части литосферы – обнаружено 90 химических элементов, но только 8 из них широко распространены и составляют 97,2 %. По А.Е. Ферсману, они распределяются следующим образом: кислород – 49 %, кремний – 26, алюминий – 7,5, железо – 4,2, кальций – 3,3, натрий – 2,4, калий – 2,4, магний – 2,4 %.

Типы земной коры. По строению и мощности выделяют четыре типа земной коры, которые соответствуют четырем наиболее крупным формам поверхности Земли (рис. 9).

Первый тип называется материковым, его мощность 30–40 км, под молодыми горами он увеличивается до 80 км. Этот тип земной коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление коры на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Осадочный слой, толщиной до 15–20 км, сложен слоистыми осадками (преобладают глины и глинистые сланцы, широко представлены песчаные, карбонатные и вулканогенные породы). Гранитный слой, толщиной 10–15 км, состоит из метаморфических и изверженных кислых пород с содержанием кремнезема свыше 65 %, близких по своим свойствам к граниту; наиболее распространены гнейсы, гранодиориты и диориты, граниты, кристаллические сланцы. Нижний слой, наиболее плотный, толщиной 15–35 км, получил название базальтового за сходство с базальтами. Средняя плотность материковой коры 2,7 г/см³. Между гранитным и базальтовым слоями лежит граница Конрада, названная по фамилии открывшего ее австрийского геофизика. Названия слоев – гранитный и базальтовый – условны, они даны по скоростям прохождения сейсмических волн. Современное название слоев несколько иное (Е.В. Хайн, М.Г. Ломизе): второй слой называется гранитно-метаморфическим, так как собственно гранитов в нем почти нет, сложен он гнейсами и кристаллическими сланцами. Третий слой – гранулитобазитовый, его образуют сильнометаморфизованные горные породы (табл. 4, рис. 10).

Таблица 4

Химический состав континентальной и океанической коры (по Аплонову, 2001)

Второй тип земной коры – переходный, или геосинклинальный, – соответствует переходным зонам (геосинклиналям[1]1
  В настоящее время наряду с термином «геосинклиналь» употербляется термин «складчатая зона».


[Закрыть]). Расположены переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки. Имеют следующее классическое строение: котловина окраинного моря, островные дуги и глубоководный желоб. Под котловинами морей и глубоководными желобами нет гранитного слоя, земная кора состоит из осадочного слоя повышенной мощности и базальтового. Гранитный слой появляется только в островных дугах. Средняя мощность геосинклинального типа земной коры 15–30 км.

Рис. 10. Строение континентальной и океанической земной коры по современным представлениям

Третий тип – океаническая земная кора – соответствует ложу океана, мощность коры 5—10 км. Имеет двухслойное строение: первый слой – осадочный, образован глинисто-кремнисто-карбонатными породами; второй слой состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой, состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры (рис. 10).

Четвертый тип – рифтогенная земная кора – характерен для срединно-океанических хребтов, мощность коры 1,5–2 км. В срединноокеанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Мощность осадочного слоя 1–2 км, базальтовый слой в рифтовых долинах выклинивается.