Какие способы изучения недр земли существуют

Методы изучения земных недр

В геологии применяют прямые, косвенные, экспериментальные и математические методы.

Прямые – это методы непосредственных наземных и дистанционных (из тропосферы, космоса) изучений состава и строения земной коры. Основной – геологическая съемка и картирование. Изучение состава и строения земной коры производится путем изучения естественных обнажений (обрывы рек, оврагов, склоны гор), искусственных горных выработок (каналы, шуффы, карьеры, шахты) и буровых скважин (мах – 3,5 – 4 км. в Индии и ЮАР, Кольская скважина – более 12 км., проект 15 км.) В горных районах можно наблюдать естественные разрезы в долинах рек, вскрывающих толщи горных пород, собранных в сложные складки и поднятых при горообразовании с глубин 16 – 20 км. Таким образом, метод непосредственного наблюдения и исследования слоев горных пород применим лишь к небольшой, самой верхней части земной коры. Лишь в вулканических областях по извергнутой из вулканов лаве и по твердым выбросам можно судить о составе вещества на глубинах 50 – 100 км. и больше, где обычно располагаются вулканические очаги.

Косвенные – геофизические методы, которые основаны на изучении естественных и искусственных физических полей Земли, позволяющие исследовать значительные глубины недр.

Различают сейсмические, гравиметрические, электрические, магнитометрические и др. геофизические методы. Из них наиболее важен сейсмический («сейсмос» – трясение) метод, основанный на изучении скорости распространения в Земле упругих колебаний, возникающих при землетрясениях или искусственных взрывах. Эти колебания называются сейсмическими волнами, которые расходятся от очага землетрясений. Бывают 2 типа: продольные Vp, возникающие как реакция среды на изменения объема, распространяются в твердых и жидких телах и характеризуются наибольшей скоростью, и поперечные волны Vs, представляющие реакцию среды на изменение формы и распространяются только в твердых телах. Скорость движения сейсмических волн в разных горных породах различна и зависит от их упругих свойств и их плотности. Чем больше упругость среды, тем быстрее распространяются волны. Изучение характера распространения сейсмических волн позволяет судить о наличии различных оболочек шара с разной упругостью и плотностью.

Экспериментальные исследования направлены на моделирование различных геологических процессов и искусственное получение различных минералов и горных пород.

Математические методы в геологии направлены на повышение оперативности, достоверности и ценности геологической информации.

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

Источник

Методы изучения глубинного строения земли

Рассмотрим сначала методы и источники информации о глу­бинном строении Земли.

Бурение

Всем хорошо известны эти методы, однако далеко не все представляют их возможности и масштабы. Скважины глу­биной 3—7 км считаются глубокими, более 7 км — сверхглубокими. Практически все они пробурены в научных целях. Самая глубокая в мире Кольская сверхглубокая скважина глубиной 12 262 м была пробурена в Советском Союзе. Бурение было начато в 1970 г., пре­рывалось из-за аварий и прекращено в 1992 г. Первоначально пред­полагалось пробурить 15 км.

Бурение глубоких скважин — очень дорогое и продолжительное мероприятие. Бурение в научных целях усложняется необходи­мостью постоянного отбора образцов пород, поэтому оно под силу только богатым странам с развитой экономикой.

В мире сооружается довольно много (сотни в год) менее глу­боких (от сотен метров до нескольких километров), но тоже до­вольно значительных скважин для поиска и добычи нефти, газа и других полезных ископаемых. В год сооружаются многие тысячи скважин для водоснабжения и изысканий. Изыскательские сква­жины имеют целью изучение разреза и отбор образцов для проек­тирования и строительства. Их глубина — от нескольких метров до нескольких десятков метров. Любые скважины весьма полезны для изучения глубинного строения Земли, особенно тем, что поз­воляют непосредственно получать образцы пород, но одного бу­рения явно недостаточно.

Горные выработки — шахты и карьеры. Они дают очень много полезной информации, горные породы в них доступны для непосредственного наблюдения и изучения, но их глубина обычно со­ставляет десятки-сотни метров и редко превышает 1 км.

Схема Кольской сверхглубокой скважины

0-7 км, PR — вулканические породы(диабазы) песчаники, доломиты ; после 7 км, AR — гнейсы, амфиболиты, стволы скважины разошлись на 300м.

Обнажения горных пород на склонах

Обнажением называется участок выхода на поверхность геологического тела, перекрытого в других местах вышележащими породами.

При необходимости площадь обнажения можно увеличить, сделав расчистку. Обнажения позволяют подробно изучить горные породы, но глубина, на которую при этом можно заглянуть, опре­деляется глубиной эрозионного вреза и лишь в редчайших случаях превышает 1 км.

Геофизические методы

Геофи­зика — раздел геологии, основанный на изучении физических свойств горных пород, геологических тел и Земли в целом. Геофизика имеет несколько направлений, весьма эффективных при поиске полезных ископаемых, — это электроразведка, магнитораз­ведка, радиоразведка, гравиметрия, каротаж скважин и др. Методы являются косвенными, так как измеряются только физические па­раметры, а конкретные образцы горных пород на поверхность не извлекаются. При изучении глубинного строения Земли основ­ным является вклад сейсморазведки. Глубинность методов состав­ляет сотни и тысячи километров. Вкратце поясним суть сейсмичес­ких методов.

Обнажения пород на склоне

2 и 3 — открытые для наблюдения пласты; для изучения пластов 1, 4 и 5 требуются расчистки

Если на поверхности Земли произвести взрыв или просто сильный механический удар, внутри геологической среды воз­никнет сейсмическая волна, которая будет распространяться в глубь горных пород. При достижении геологических границ, где одна порода сменяет другую, сейсмическая волна частично про­ходит дальше и частично отражается от каждой геологической гра­ницы и возвращается на поверхность.

Если поставить соответствующее оборудование и измерить время, через которое сейсмическая волна вернется на поверхность, то, зная скорость прохождения сейсмической волны через горные породы различного состава, можно вычислить глубину залегания геологической границы. Зная положение геологических границ, можно вычислить скорости прохождения сейсмических волн через породы различного состава.

За счет различных приемов удается определить положение не одной, а многих геологических границ, в том числе и очень глу­боко залегающих, совершенно недоступных, например, для бу­рения. В целом разрез расчленяется на основе выделения пластов с различной скоростью прохождения сейсмических волн. Критерием правильности сейсмических методов является их эффектив­ность при поиске нефтегазовых и других месторождений.

Схема сейсмических методов в геофизике

Приводимые в последующих главах схемы строения Земли и земной коры построены на основе сейсмических методов. Геофи­зические работы намного дешевле бурения, они выполняются быстрее, поэтому на практике те и другие работы обычно применя­ются в комплексе, дополняя друг друга. Полагают, что выводы, сде­ланные только на основе геофизических поисков, не могут счи­таться окончательно подтвержденными, однако для построений, касающихся глубин более 10 км, сейсмические источники явля­ются единственными.

Магматические породы и современная магма

Считается, что магма приходит с глубин в сотни километров, однако не следует считать, что она точно представляет состав находящегося там ве­щества.

Залегание магматических пород

При движении вверх магма расплавляет находящиеся на ее пути породы, из-за этого сильно изменяется ее состав, поэтому сообра­жения о ее начальном составе могут быть лишь примерными, од­нако полученные геологические данные безусловно используются в практике.

Тектонически поднятый блок земной коры (на рисунке справа)

слой 5 показывает амплитуду поднятия

На рисунке показано залегание горных пород и поднятый по разлому тектонический блок. Амплитуда таких поднятий может составлять километры. В земной коре имеются регионы с по­добным блоковым строением, сложенные очень древними поро­дами и практически не перекрытые сверху более молодыми образо­ваниями.

Космические данные

Материал горных пород, находящийся на глубинах, превышающих глубинность бурения или амплитуду поднятия блоков земной коры, недоступен для конкретного иссле­дования. Стремясь как-то оценить химический состав Земли, гео­логи обращаются к; данным о составе метеоритов, лунного грунта и планет земной группы.

Итак, при изучении строения Земли на глубины (несколько ки­лометров) используются различные источники информации, но чем больше глубина, тем информации становится меньше. Для глубин примерно от 10 км до центра Земли единственный источник информации — сейсмические данные геофизики. Иллюстрация внутреннего строения Земли представлена на рисунке ниже.

Как можно видеть в ее строении выделяется несколько внут­ренних оболочек, называемых геосферами — земная кора, верхняя и нижняя мантия, внешнее и внутреннее ядро.

Источник

Методы изучения Земных недр

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ И СТРОЕНИИ ЗЕМЛИ

Строение Земли

В связи с тем, что земная поверхность осложнена глубокими впадинами (дно морей и океанов) и высокими горами на материках, эту истинную, присущую только Земле форму называют геоидом.

Средний радиус Земли – 6371 км. Полярный и экваториальный радиусы неодинаковы (разница между ними составляет немногим более 21 км).

На основании сейсмических данных выделяют внутренние геосферы, отделенные друг от друга поверхностями раздела, где скорости сейсмических волн изменяются. К ним относятся ядро, мантия и литосфера (земная кора).

Внутренне ядро Земли имеет предположительный состав с большим содержанием железа. Плотность его колеблется от 9,9 до 11,0 г/см 3 . По современным представлениям температура составляет 6880 0 С.

Внешнее ядро (толщина 2000м). Плотность 5,3-6,5 г/см 3 . В ее составе имеется кремний, железо, магний, никель.

Нижняя мантия. Состоит из ультраосновных пород с плотностью 3,3-4,5 г/см 3 . Преобладает кремний и магний.

Верхняя часть мантии очень активна, содержит расплавленные массы. Здесь зарождаются сейсмические и вулканические явления, горообразовательные процессы (толщина 800м).

Земная кора (литосфера) — твердая верхняя оболочка Земли. Ее мощность изменяется от 5—10 (12) км под водами океанов до 30-40 км и равнинных областях, 50-75 км в горных районах (максимум под Андами и Гималаями).

Средняя плотность Земли по гравиметрическим данным составляет 5,52 г/см 3 . Плотность горных пород, слагающих земную кору, колеблется от 2,4-2,5 до 2,9-3,0 г/см 3 .

Земная кора состоит из материкового и океанического типов.

Материковый тип сложен тремя слоями. Верхний называется осадочным и представлен осадочными породами. Мощность их различна, изменяется от десятков метров до 10000м. Под толщей осадочного покрова находится гранитный слой. Он представлен кислыми магматическими породами (15-20 км). Под гранитным слоем располагается базальтовый слой, который достигает мощности 30 км. Состоит из пород основного состава (базальтов и габбро).

Океанический тип сложен только осадочным и базальтовым слоями.

Большую роль в геологических процессах на Земле играют внешние оболочки Земли гидросфера, атмосфера и биосфера.

Гидросфера это водная оболочка. Вода покрывает поверхность Земли на 70,8 %. Наибольшая глубина 11 км (Мариинская впадина в Тихом океане). Температура воды изменяется с глубиной. Самая высокая (+35,6 0 С) — в Персидском заливе, а наиболее низкая – в Северном ледовитом океане (-2,8 0 С). Содержание солей тоже различно. Соленость морской воды в среднем составляет 35 г/л. Гидросфера активно разрушает поверхностную часть литосферы, одновременно способствует накоплению мощной толщи осадков и создает запасы пресных вод.

Атмосфера – газовая оболочка Земли состоит из смеси различных газов, водяных поров и пыли. Она имеет сложное строение и тесно связана с процессами, происходящими в литосфере и гидросфере. Их взаимодействиями занимается наука метеорология.

Биосфера – сфера жизнедеятельности организмов, в которую входят атмосфера, гидросфера и верхняя часть литосферы. Их взаимодействие обуславливает образование почв и осадочных пород.

Методы изучения Земных недр

Средства и методы познания физической и химической природы Земли разнообразны, но их можно объединить в две группы: эмпирические и дедуктивные.

К эмпирическим методам относится непосредственное изучение свойств вещества Земли во время полевой геологической съемки и камеральных работ. Отобранные образцы изучаются в лабораториях, в которых точно устанавливается химический состав горных пород и их физические свойства. Эти исследования ограничены техническими возможностями взятием проб горных пород для лабораторного изучения с больших глубин.

О составе масс, лежащих на больших глубинах, позволяют судить наблюдения над продуктами извержения вулканов.

О некоторых физических свойствах недр Земли можно судить при помощи геофизических методов исследования. К ним относятся сейсмические, гравиметрические, магнитометрические, электрометрические способы изучения горных пород в недрах Земли.

К дедуктивным методам относятся заключения о физическом состоянии вещества в недрах Земли по аналогии с состоянием других небесных тел, о котором судят по астрофизическим наблюдениям, а также на основании вещественного состава падающих на Землю метеоритов.

Контрольные вопросы:

1. Какова форма Земли и ее размеры?

2. Сколько внутренних геосфер Земли и в чем их отличия?

3. Какие методы изучения недр Земли относятся к эмпирическим?

4. Что относится к дедуктивным методам при изучении недр Земли?

Источник

Внутреннее строение Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава 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. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены 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 – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary — первичные), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary — вторичные). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, 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. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.

Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты — если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Сейсмическая модель Земли

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных 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 (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км.

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.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная, или кристаллическая, кора, образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя. Верхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км. В её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» — сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на 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 подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей. Как следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, 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, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone. Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом . м).

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. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.

Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии, отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

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.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Основная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.

Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см 3 ; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см 3 . 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/см 3 в подкоровой части до 5,5 г/см 3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см 3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см 3 — происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см 3 .

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. 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*10 9 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

Протекающие на поверхности и в недрах планеты 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). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0 С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0 С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0 С/км и колеблется от 200 0 С/км в областях современного активного магматизма до 5 0 С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0 С/км, а в мантии – менее 1 0 С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации, т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло, возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 • 10 –4 %, в осадочных породах – 3,2 • 10 –4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 • 10 –7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло, сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы, обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0 С, на глубине 410 км – 1500 0 С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0 С, на глубине 5150 км – 3300 0 С, в центе Земли – 3400 0 С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 90 0 ) и наименьшим на экваторе (7-8 0 ).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe₂O₄), гематит (Fe₂O₃), ильменит (FeTiO₂), пирротин (Fe_1-2S) 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. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию — изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака. Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.

Источник