double arrow

Внутреннее строение Земли

Вопрос №1. Строение и состав земной коры

Самая глубокая скважина на Земле, пробуренная на Кольском полуострове недалеко от Мурманска, достигла всего лишь 12800 м. Знание внутреннего строения Земли означает, что известны распределения плотности вещества и его состояния, давления, температуры, напряжённости магнитного поля от поверхности до центра Земли.

Находясь на поверхности Земли (12 км скважины это все равно поверхностный слой), мы можем определить много параметров, характеризующих Землю: состав вещества (горных пород, вод, океана, атмосферы) и его возраст, температуру, силу притяжения к Земле (ускорение силы тяжести), величину магнитного поля, и наблюдать множество явлений: извержения вулканов, землетрясения, в особенности катастрофические, и измерять времена пробега сейсмических (упругих) волн, видеть свечения полярных сияний и многое другое.

Геологам известен метод, который позволяет заглянуть в недоступные места планеты. Это - сейсмические волны («сейсма» - сотрясение, греч.), возникающие в Земле от землетрясений, ядерных и крупных промышленных взрывов, которые пронизывают всю Землю, преломляясь и отражаясь на разных границах смены состояния вещества.

Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для целей познания глубин Земли он один из самых важных.

Волна - это распространение некоторой деформации в упругой среде, т.е. изменение объёма или формы вещества. При деформации в веществе возникает напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объёму.

Известно, что величина напряжения (ε) на величину деформации (τ) называется модулем упругости μ.

(1)

Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий которых видна область их распространения.

Объемные волны бывают продольными и поперечными. Продольные волны - это волны сжатия, распространяющиеся в направлении движения волны. Они обозначаются латинской буквой «Р» (primary - первичный, англ.), т.к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на сейсмоприемники. Таким образом, волна Р изменяет форму тела.

Поперечная волна, обозначаемая буквой S (secondary - вторичный, англ.), это волна сдвига, при которой и деформации в веществе происходят поперек направления движения волны. Волна S изменяет только форму тела и она, как менее скоростная, приходит на сейсмоприёмник позднее волны Р, поэтому и называется «вторичной». Таким образом, Vp – скорость продольных волн - всегда больше Vs – скорость поперечных волн.

Поверхностные волны, как следует из названия, распространяются в поверхностном слое земной коры.

Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления движения волны. Волны Рэлея подобны волнам на воде, в них частицы вещества совершают круговые движения.

Типы сейсмических волн. А – объемные волны: а – продольные, б – поперечные. Б – поверхностные волны: в – Лява, г – Релэя.

Стрелками показано направление движения волны.

Проследим путь объёмной волны от очага землетрясения или взрыва. При встрече с каким-либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается и достигает сейсмографа на станции.

Схема отражения сейсмических волн от поверхности пласта горных пород (а);

метод работы НСП (непрерывное сейсмическое профилирование) (б); прохождение

отраженных и преломленных волн через слои земной коры от источника до приемника

(в): 1 – вертикальное отражение; 2 – широкоугольные отражения, 3 – преломленные

волны.

Тоже самое происходит и при морских сейсмических исследованиях. В других случаях волна может преломляться на границе слоёв, увеличивая или уменьшая свою скорость в зависимости от плотности слоя.

Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны распространяются во все стороны, пронизывая земной шар во всех направлениях. Расставленные по всему миру сейсмические станции принимают сигналы от волн разного типа, преломлённых и отражённых. Проходя через слои пород разного состава и плотности они изменяют свою скорость, а, регистрируя эти изменения внутри земного шара можно выделить главные границы или поверхности раздела.

Происхождение продольных (Р) и поперечных (S) волн через Землю.

Поперечные волны не проходят через жидкое внешнее ядро, а у продольных есть «зона тени» в 35°, так как в жидком ядре волны преломляются. Сейсмограммы фиксируют время пробега внутри Земли сейсмических волн. А нам необходимо знать скорость волн.

Сейсмические методы непрерывно совершенствуются и по современным данным внутренняя структура Земли выглядит следующим образом.

Земная кора ограничивается снизу очень чёткой поверхностью скачка скоростей волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А.Мохоровичечем в 1909 г. и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко, поверхность М.

Граница (поверхность) Мохоровичича (сокращённо Мохо) — нижняя граница земной коры, на которой происходит резкое увеличение скоростей продольных сейсмических волн с 6,7—7,6 до 7,9—8,2 км/с и поперечных — с 3,6—4,2 до 4,4—4,7 км/с. Плотность вещества также возрастает скачком, предположительно, с 2,9—3 до 3,1—3,5 т/м³

Скорости сейсмических волн и плотность внутри Земли. Сейсмические волны:

1 – продольные, 2 – поперечные, 3 – плотность

Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км и была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Бено Гутенбергом и также получила его имя. Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой границы волны Р резко замедляются, теряя 40% своей скорости, а волны S исчезают, не проходя ниже. Т.к. для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига, делённый на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество, слагающее внешнюю часть ядра должно обладать свойствами жидкости.

На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р, а путём применения особого метода показано, что там появляются и волны S, т.е. эта часть ядра - твёрдая.

Таким образом, внутри Земли устанавливается 3 глобальные сейсмические границы, разделяющие земную кору и мантию (граница М), мантию и внешнее ядро (граница Гутенберга), внешнее и внутреннее ядро.

Однако, на самом деле границ, на которых происходит скачкообразное изменение скорости волн Р и S больше и сами границы характеризуются некоторой переходной областью. В последние годы была установлена ещё одна глобальная сейсмическая граница на глубине 670 км, отделяющая верхнюю мантию от нижней и являющаяся очень важной для понимания процессов, идущих в верхних оболочках Земли.

Ниже поверхности М, скорости сейсмических волн увеличиваются, но на некотором уровне, различном по глубине под океанами и материками, вновь уменьшаются, хотя и незначительно, причём скорость поперечных волн уменьшается больше. В этом слое отмечено и повышение электропроводности, что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от выше и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности этого слоя, получившего название астеносфера («астенос» - слабый, мягкий, древн.греч.), объясняются возможным его плавлением в пределах 1-2%, что обеспечивает понижение вязкости и увеличение электропроводности. Плавление проявляется в виде очень тонкой плёнки, обволакивающей кристаллы при Т порядка +1200 ° С.

Внутреннее строение Земли. I – литосфера, II – верхняя мантия, III – нижняя мантия (пунктиром показаны уровни второстепенных разделов), IV – внешнее ядро, V – внутреннее ядро: 1 – земная кора; 2 – астеносфера; 3-4 - переходные слои.

Цифры слева – доля геосфер (в % от объёма Земли), буквы слева – геосферы по К.Буллену Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10-20 км до 80-200 км, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причём залегание астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например, под докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и его глубина сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры.

Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носит название литосфера («литос» - камень, греч.). Литосфера холодная, поэтому она жёсткая и может выдержать большие нагрузки. На глубине в 1000 км в нижней мантии скорость волн Р достигает 11,2-11,5 км/с, а Vs = 7,2-7,3 км/с. На границе нижней мантии и внешнего ядра Vр уменьшается с 13,6 км/с до 8,1 км/с, затем снова возрастает до 10,5 км/с, но в переходном слое F от внешнего ядра к внутреннему, снова падает и опять возрастает во внутреннем, твёрдом ядре до 11,2-11,3 км/с, не достигая скорости низов мантии.

Плотность Земли - это важный параметр, который косвенно помогает оценить сейсмические границы раздела внутри Земного шара. Известно, что средняя плотность горных пород на поверхности равна 2,7-2,8 кг/м3. В тоже время средняя плотность Земли 5,51 кг/м3. Она вычислена на основании периода свободных колебаний Земли, момента её инерции и общей массы. Расчётные данные показывают, что плотность возрастает с глубиной и также, как скорость сейсмических волн, скачкообразно. Верхи мантии, сразу под границей М характеризуются плотностью уже в 3,3-3,4 кг/м3, т.е. наблюдается резкий скачок. Особенно сильный скачок плотности от 5,5 кг/м3 в низах мантии до 10-11,5 кг/м3 во внешнем ядре, совпадает с границей Гутенберга, при этом внешнее ядро обладает свойствами жидкости. Величина плотности во внутреннем ядре предполагается должна быть от 12,5 до 14,0 кг/м3.

Таким образом, изменение и нарастание плотности в целом совпадает с главными сейсмическими разделами в Земле. Заметим, что доля коры в общем объёме Земли равна 1,5%, мантии -82,3%, а ядра -16,2%. Отсюда ясно, что средняя плотность в 5,5 кг/м3 должна обеспечиваться умеренно плотной мантией и очень плотным ядром, в котором находится 32% массы Земли (а по объёму ~16%).

Давление внутри Земли рассчитывается исходя из той плотности, которая получается при интерпретации сейсмических границ. При этом предполагается, что Земля как планета находится в состоянии гидростатического равновесия. Давление нарастает постепенно, составляя на подошве коры, границы М - 103 Мпа, на границе мантия – ядро - 137-103 Мпа, внешнего и внутреннего ядра 312 - 103 Мпа и в центре Земли – 361- 103 Мпа.

У границы мантии и ядра величина ускорения силы тяжести достигает максимального значения в 10,37 м/с2 и с этого уровня начинает быстро падать, получая значение на границе внешнего и внутреннего ядра в 4,52 м/с2. Земля обладает внешним гравитационным полем, отражающим распределение в ней масс. Величина силы тяжести зависит от расстояния до центра Земли и от плотности пород.

Изменение ускорения силы тяжести (1), давления (2) и плотности (3) внутри Земли

Для геологов очень важно знать закономерности размещения плотностных неоднородностей в земной коре, что позволяют сделать гравитационные аномалии - отклонения от общего внешнего гравитационного поля. Сила гравитации будет, естественно, больше над более плотными массами. Современные приборы позволяют измерять силу тяжести с большой точностью, что равно изменению расстояния от поверхности Земли всего на 4 см.

Приведём пример обратной задачи – определение плотности Земли по ускорению силы тяжести. Закон всемирного тяготения, открытый Ньютоном, утверждает, что две точечные массы притягиваются друг к другу с силой, прямо пропорционален произведению их масс и обратно пропорционален квадрату расстояния между ними. Суммарная сила тяготения точечных масс, которыми набита Земля, действует на точечные массы любого тела на поверхности Земли. Из соображений симметрии, сила тяготения со стороны земли равна действию одной точечной массы, расположенной в центре Земли, масса которой равна сумме масс всех точек внутри Земли.

Этот результат – есть решение обратной задачи. Записывая закон Ньютона:

F = r⋅m⋅M/R2, где r – гравитационная постоянная, определяемая экспериментально (опыты Кавэндиша, 1788), М – масса Земли, R – её радиус, мы можем рассчитать силу, с которой любая масса м притягивается к Земле.

Радиус земли был измерен очень давно по измерению длины дуги на поверхности и углу между концами дуги, исходя из параллельности солнечных лучей – Эратосфен сделал это 2500 лет тому назад – тоже решив обратную задачу.

Поскольку сила притяжения к Земле есть вес:

F = m⋅g = r ⋅m ⋅ M/R2 откуда

G = r ⋅ M/R2

В свою очередь, масса Земли равна объёму сферы радиуса R, умноженному на плотность

d:

M = d⋅ (4/3) ⋅pi⋅R3

Тогда ускорение силы тяжести на поверхности Земли равно:

G = r ⋅ (4/3) ⋅pi ⋅ R⋅ d

Осталось совсем немного – определить плотность вещества Земли. На поверхности плотность пород измерена – она равна 2670 кг/м3. Но этой плотности, если она равна плотности вещества земли, не хватает, чтобы создать ускорение силы тяжести, равное, как известно, 9,81 м/сек2. Для этого нужна плотность 5,51 кг/м3. Значит плотность внутри Земного шара растёт по мере удаления от поверхности к центру Земли. По какому закону изменяется плотность внутри Земли, пока неизвестно.

Механические свойства вещества Земли на всех уровнях важна для понимания геодинамических процессов. Литосфера, т.е. земная кора и часть верхней мантии до глубин примерно в 200 км ведет себя в целом как более хрупкая, чем нижняя (гранулито-базитовый слой). Литосфера обладает неоднородностью в горизонтальном направлении. Именно в литосфере, особенно в её верхней части образуются разломы.

Астеносфера, подстилающая литосферу, также обладает неоднородностью в горизонтальном направлении и изменчивой мощностью. Пониженные скорости сейсмических волн в астеносфере хорошо объясняется плавлением всего лишь 2-3% вещества. Астеносферный слой по современным представлениям играет важнейшую роль в тектонической и магматической активности литосферных плит и обеспечивает их изостатическое равновесие, несмотря на то. Что сам слой может быть прерывистым, например, отсутствуя под древними докембрийскими платформами.

Располагающаяся ниже астеносферного слоя мантия, особенно нижняя, глубже 670 км, обладает высокой вязкостью. Эта очень высокая вязкость, не является непреодолимым препятствием для медленных конвективных перемещениях мантийного вещества.

Глубже 700 км в мантии не зафиксировано очагов землетрясений, что свидетельствует о невозможности возникновения сколов.

Увеличение скоростей волн свидетельствует об увеличении плотности вещества и наоборот. Таким образом, выявляются латеральные неоднородности. Более плотные, т.е. холодные и менее плотные, т.е. более нагретые участки мантии образуют очень сложную картину, в целом подтверждающие тектонику литосферных плит, т.к. в активных континентальных окраинах хорошо видны погружающиеся под более лёгкую континентальную кору, холодные и более плотные пластины коры океанической.

Химический и минеральный состав недр Земли

Определение химического и минерального состава геосфер Земли представляет собой очень сложную задачу, которая во многом может быть решена лишь весьма приблизительно, основываясь на косвенных данных. Прямые определения возможны только в пределах земной коры, горные породы которой неоднородны по своему составу и сильно различаются в разных местах.

Средний химический состав горных пород земной коры чётко показывает разницу в составе между континентальной и океанической корой, которая носит принципиальный характер. Верхний слой континентальной коры состоит из гранитов и метаморфических пород, которые обнажаются на кристаллических щитах древних платформ. Нижний слой коры практически нигде не вскрыт, но в его составе должны преобладать основные породы – как магматические, так и метаморфические. Об этом свидетельствуют геофизические и экспериментальные данные. Тем не менее, приведённый выше средний состав земной коры, может быть отнесён только к верхней части земной коры, тогда как состав нижней коры всё ещё остаётся областью догадок.

Горные породы, слагающие континентальную кору, несмотря на своё разнообразие, представлены несколькими главными типами. Среди осадочных пород преобладают песчаники и глинистые сланцы (до 80%), среди метаморфических – гнейсы и кристаллические сланцы, а среди магматических – граниты и базальты.

В океанической коре по массе абсолютно преобладают базальты (около 98%), в то время как осадочные породы самого верхнего слоя имеют очень небольшую мощность.

Самыми распространёнными минералами земной коры являются полевые шпаты, кварц, слюды, глинистые минералы, образовавшиеся за счёт выветривания полевых шпатов. Подчинённое значение имеют пироксены и роговые обманки.

Состав верхней и нижней мантии может быть определён только предположительно, основываясь на геофизических и экспериментальных данных. Верхняя мантия, ниже границы Мохоровичича с наибольшей долей вероятности сложена ультраосновными породами, обогащёнными Fe и Мg, но в тоже время обеденными кремнезёмом.

Основными минералами вещества верхней мантии являются оливин и пироксены. По мере увеличения глубины, твёрдое вещество мантии скачкообразно, на границах, устанавливаемых сейсмическим методом, претерпевает структурные преобразования, сменяясь все более плотными модификациями минералов и при этом не происходит изменение химического состава вещества.

Таким образом, Земля оказывается расслоенной на металлическое ядро и твердую силикатную мантию и кору, что обуславливается различной плотностью и температурой плавления, т.е. различиями физических свойств вещества мантии и ядра. Эти различия могли сформироваться ещё на стадии гетерогенной аккреции планеты.

Земная кора – тонкая оболочка нашей планеты, обогащена легкоплавкими соединениями, образовавшимися при плавлении мантийного вещества. Поэтому магматизм, во всех его проявлениях, и является тем главным механизмом, обеспечивающим формирование легкоплавкой фракции и её продвижение во внешнюю зону Земли, т.е. формирование земной коры. Магматические процессы фиксируются с самого раннего геологического времени, породы которого доступны наблюдению, а, следовательно, в это же время началась дегазация мантии, в результате чего были сформированы атмосфера и гидросфера.

Магнитное поле Земли

В геологическом прошлом величина напряжённости могла колебаться, но максимум на порядок. Геомагнитное поле Земли последние 2,0-3,5 млрд. лет принципиально не изменялось, как это установлено палеомагнитными исследованиями, а это больше половины её геологической истории. Ещё в XV веке было обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Так называемые вековые вариации всех остальных элементов магнитного поля сейчас установлены достоверно и регулярно составляются специальные карты изопор, т.е. линий равных годовых изменений какого-либо элемента магнитного поля. Такие карты можно использовать только в определённый, не более 10 лет, интервал времени, в связи с периодичностью вековых, особенно «быстрых» вариаций. Все магнитные материковые аномалии, например, изогоны (изогоны - линий равных величин магнитных склонений) медленно, со скоростью 22 (0,2 % в год) км, смещаются в западном направлении. Западный дрейф обусловлен процессами, связанными с генерацией магнитного поля Земли.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остаётся загадкой для учёных, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли, изученное с помощью различных сейсмических волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов и, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли с точкой 6371 км располагается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т.к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железо - никелевого состава, как и силикатная мантия, слагаются твёрдым веществом. Наличие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникновения магнитного поля, основанных на принципе магнитного гидродинамо.

Если бы Земля не вращалась достаточно быстро вокруг своей оси, в силу симметрии движений магнитное поле не возникло. Можно уверенно полагать, магнитное поле всегда было дипольным, в среднем ось диполя всегда была близка к оси вращения Земли и напряжённость поля существенно не менялась на протяжении геологической истории после формирования ядра. Скорость вращения Земли существенно не менялась за последний миллиард лет.

На сегодняшний день гипотеза возникновения геомагнитного поля за счёт движений проводящего жидкого вещества внешнего ядра и вращения Земли является наиболее разработанной и, что особенно важно, допускает возможность инверсий (обращения) знака магнитного поля.

Палеомагнетизм как явление представляет собой природную записывающую систему, подобную обычному магнитофону:

1. Записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зависимости от времени;

2. Магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) служат магнитные минералы, рассеянные в горных породах, совокупность которых составляет геологическую летопись;

3. Фиксирование намагниченности происходит с помощью некоторых геологических процессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);

4. Сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни породы не происходило вторичного нагрева или переотложения, химических изменений магнитного носителя записи и т.д.

5. Воспроизведение записи производится путем отбора коллекций образцов и проведением измерений остаточной намагниченности в лабораториях с последующей статистической обработкой результатов для выделения полезного сигнала на фоне случайного шума;

6. Полезный сигнал представляет собой направление (и величину) магнитного поля в некоторый фиксированный момент в геологическом прошлом во множестве географических точках.

Проводя замеры следов прошлого геомагнитного поля в массовом порядке в горных породах различного возраста на разных континентах и при бурении глубоководных скважин в океанах, мы получаем возможность выявить историю магнитного поля Земли. В этом заключается суть палеомагнитологии.

Перечисленные результаты имеют огромное значение не только для понимания происхождения магнитного поля Земли и его изменений во времени, но и для изучения стратиграфии и тектоники, для навигации, разведки полезных ископаемых, построения моделей эволюции Земли и планет изучения их внутреннего строения и т.д.

Тепловое поле Земли

Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают глубже первых десятков - сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля - это огромная тепловая машина, работа которой продолжается более 4 млрд. лет, но теплопроводность Земли крайне мала.

Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору может ещё даже не достигнуть земной поверхности.

Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс гравитационнной (плотностной) дифференциации, благодаря которому Земля оказалась разделённой на несколько оболочек. 2) Распад радиоактивных элементов. 3) Приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь.

Упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как её называют, стадии развития планеты, т.е. до рубежа примерно в 3,9 млрд. лет.

Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента.

Ввиду того, что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту является геотермическая ступень, т.е. глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1°С.

Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород, так и с количеством тепла, которое поступает из недр Земли.

Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100 лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01°С.


Понравилась статья? Добавь ее в закладку (CTRL+D) и не забудь поделиться с друзьями:  



Сейчас читают про: