| 13986122 15360 8522 910 1>
Ускорение силы тяжести в 3. не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 л/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек2и далее плавно убывает до нуля в центре 3. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, к-рое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м2(109 н/м2), у подошвы слоя В - 14 Гн/м2, слоя С - 35 Гн/м2, на границе ядра - 136 Гн/м2, в центре 3. - 361 Гн/м2. Зная плотность и скорости сейсмич. волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала 3. Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.
В земной коре и верх. мантии темп-ра повышается с глубиной. Из мантии к поверхности "твёрдой" 3. идёт тепловой поток, в неск. тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем ок. 0,06 вт/м2 или ок. 2,5*1013 вт на всю поверхность 3.).
[924-32.jpg]
Физические характеристики вещества Земли на разной глубине: р - давление [шкала для этой кривой дана справа (Гн/м2), для остальных кривых - слева]: Vp и VS - скорости соответственно продольных н поперечных сейсмич. волн (км/сек): g - ускорение силы тяжести (м/сек); р - плотность (т/м3).
В мантии темп-pa везде ниже темп-ры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600-700 °С. В слое Гутенберга темп-ра, по-видимому, близка к точке плавления (1500-1800 °С). Оценка темп-р для более глубоких слоев мантии и ядра 3. носит весьма предположит. характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000- 5000 °С.
Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 1023 пз(1 пз = 0,1 н*сек/м2); вязкость астеносферы сильно понижена (1019-1021 пз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатич. равновесия).
[924-33.jpg]
Упругие свойства вещества Земли в зависимости от глубины: Е - модуль Юнга; К - модуль всестороннего сжатия; [924-34.jpg] - модуль сдвига: [924-35.jpg] - коэффициент Пуассона. Части кривых, обозначенные пунктирными линиями, показывают предполагаемый ход кривых в общих чертах.
Табл. 6. - Химический состав Земли
Химический элемент
Содержание в весовых процентах
Химический элемент
Содержание в весовых процентах
Железо
34,63
Натрий
0,57
Кислород
29,53
Хром
0,26
Кремний
15,20
Марганец
0,22
Магний
12,70
Кобальт
0,13
Никель
2,39
Фосфор
0,10
Сера
1,93
Калий
0,07
Кальций
1,13
Титан
0,05
Алюминий
1,09
Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии. В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений,что указывает на значит. прочность слагающего её материала; отсутствие более глубоких сейсмич. очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механич. напряжений.
Электропроводность в верх. части слоя В очень низка (порядка 10-2 ом-1*м-1); в слое Гутенберга она повышена, что связывают с ростом темп-ры. В слое Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10-100 ом-1*м-1, а в ниж. мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре 3. электропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.
Из совр. космогонич. гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца (см. Геохимия). Сопоставляя известные хим. анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физ. свойствах материала в недрах 3., можно в общих чертах охарактеризовать состав 3. в целом и состав её различных геосфер. В табл. 6 приводится общий хим. состав 3., согласно подсчётам амер. геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлич. фазе хондритов. Относительно состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой - ядро состоит из железа с примесью (18-20% ) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала); согласно второй - внешнее ядро слагается силикатом, к-рый под влиянием огромного давления и высокой темп-ры перешёл в металлич. состояние (см. Давление высокое); субъядро может быть железным или силикатным.
В составе 3. преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90% массы 3. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распространённые в коре соединения - кремнезём (SiО2) и глинозём (А12О3).
Мантия состоит преим. из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO2 (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (Mg2SiO4), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe2SiO4). Предполагается, что в ниж. мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO2, MgO, FeO).
Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких темп-р и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие к-рого вся мантия находится в твёрдом кристаллич. состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления темп-ры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллич. решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмич. волн.
Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмич. волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля 3. Субъядро, по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нём поперечные волны). Е. Н. Люсткх.
Геодинамические процессы. Вещество геосфер 3. находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преим. твёрдым веществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания совр. и всех прошлых состояний 3.
Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности 3., различают две главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом к-рых является внутренняя энергия 3. (гл. обр. энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на 3. энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны гл. обр. глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химич. элементов, циркуляция тепловых и электрич. токов и т. д. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых - в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате к-рого химич. элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутр. структуры земной коры. Все эти процессы наз. тектоническими, а область ихпроявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию,- тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектонич. процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхость 3. в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонич. деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогич. состав и структуру под воздействием повышенных давлений н температур.
Земная поверхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности 3. реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрных водоёмах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).
Действие эндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы (в основном тектонич. движения) создают прежде всего крупные неровности, от к-рых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность 3. При взаимодействии внутр. н внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности, совокупность к-рых наз. рельефом. При различном соотношении внутр. и внешних сил формируются либо горные, сильно расчленённые типы рельефа, либо мало расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры земной коры.
Эндогенные процессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы денудации и аккумуляции н являющееся одним из основных источников материала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом изменённом виде вновь поднимаются тектонич. процессами на поверхность 3.
В. В. Белоусов, Е. Н.Люстих, Е. В.Шанцер.
Основные черты структуры земной коры. Земная кора - единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтому знание её структуры является важнейшей основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурных подразделений - материков и океанов, - принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.
Древнейшими элементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские) платформы (см. тектонич. карту мира) - обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геол. истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами (платформенным чехлом), под к-рым погребён древний складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишённых платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфич. породами, прорванными глубинными магматич. интрузиями преим. гранитного состава. Это указывает на первоначально большую тектонич. подвижность участков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются тектонически активными геосинклинальными поясами, к-рые состоят из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклин. системы в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам, и наз. молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.
Геосинклин. пояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной мощностью коры, контрастными вертик. движениями большой амплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканич. активностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными вертик. движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.
Несравненно хуже известна совр. структура океанической коры, по поводу к-рой во многом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанич. дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называют океаническими платформами, или талассократонами. Им противостоят как тектонически подвижные зоны океанические рифтовые пояса - совершенно своеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединноокеанических хребтов, к-рым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены продольными разломами, по к-рым развита система глубоких рифтовых впадин (см. Георифтогеналъ, Рифтов мировая система).
Что касается структурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить два принципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического, Индийского и Сев. Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечёт вкрест структуры материковой коры, а переход от неё к океанической резкий, осуществляющийся путём быстрого выклинивания "гранитного" слоя в зоне материкового склона. Второй, или тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского |
