Министерство образования и науки РФ

ГОУ ВПО «Нижневартовский государственный гуманитарный университет»

Естественно – географический факультет

Кафедра географии

Доклад

На тему: Внутреннее строение Земли.

Выполнила:

Студент 24 группы

Жукова А.О

Проверил:

к. г. н., доцент кафедры географии

Коркин С.Е

Нижневартовск 2012

Содержание

1. Введение………………………………………………………………….3

2. Общие сведенья о внутреннем строении Земли……………………….4

3. Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли………...9

4. Сейсмическая модель внутреннего строения Земли……………….....13

5. Состав, строение и свойства внутренних геосфер Земли…………….15

6. Заключение……………………………………………………………... 23

7. Список литературы……………………………………………………...24

Введение.

Планета Земля как одна из планет Солнечной системы на первый взгляд ничем не примечательна. Это не самая большая, но и не самая малая из планет. Она не ближе других к солнцу, но и не обитает на периферии планетной системы. И всё же Земля обладает одной уникальной особенностью – на ней есть жизнь. Однако при взгляде на Землю из космоса это не заметно. Хорошо видны облака, плавающие в атмосфере. Сквозь просветы в них различимы материки. Большая же часть Земли покрыта океанами.

Появление жизни, живого вещества – биосферы – на нашей планете явилось следствием её эволюции. В свою очередь биосфера оказала значительное влияние на весь дальнейший ход природных процессов. Так, не будь жизни на Земле, химический состав её атмосферы был бы совершенно иным.

Несомненно, всестороннее изучение Земли имеет громадное значение для человечества, но знания о ней служат также своеобразной отправной точкой при изучении остальных планет земной группы. Знания о внутреннем строении Земли пока очень поверхностны, так как получены на основании косвенных доказательств. Прямые свидетельства относятся только к поверхностной пленке планеты, чаще всего не превышающей полутора десятков километров. В целом же о внутреннем строении нашей планеты мы знаем меньше, чем о ближнем космосе, исследуемом с помощью спутников и космических кораблей.

Вместе с тем изучение внутреннего строения Земли жизненно важно. С ним связаны образование и размещение многих видов полезных ископаемых, рельефа земной поверхности, возникновение вулканов и землетрясений. Знания о внутреннем строении Земли необходимы и для составления геологических и географических прогнозов.

Общие сведенья о внутреннем строении Земли.

Проникновение человека в космос, в глубины океана и Земли исторически сложилось так, что из трёх оболочек, или геосфер, Земли наиболее близкая к нам твердая оболочка оказалась наименее исследованной. С момента возникновения Земли прошло около 4,55 млрд лет, но существенные сдвиги в познании ее недр произошли лишь всего 30 - 40 лет назад, когда для этого были созданы современные технические средства. Интерес к внутреннему строению Земли имеет не только изученное, но и практическое значение. Неразведанные глубины Земли таят в себе разгадки её истории, процессов развития и особенностей рудообразования. В них скрываются неизвестные нам источники минерального сырья и энергии, на больших глубинах возможно существование веществ, находящихся в необычном состоянии, например, со сверхплотной упаковкой атомов и др. Земные недра – это своеобразный «антикосмос» со своими процессами и явлениями. [1] Глубинные сейсмические исследования, проведенные в России на сверх длинных профилях с мирными ядерными взрывами, позволили детально осветить структуру верхней мантии и переходной зоны к нижней мантии до глубины 700км на громадной территории древних и молодых платформ Северной Евразии. Изменчивость характера горизонтальной неоднородности верхней мантии с глубиной позволяет качественно оценить её реологические свойства. Верхняя часть мантии до глубины 80 – 100 км характеризуются блоковой структурой с существенными перепадами скоростей сейсмических волн на границах блоков, часто разделённых глубинными разломами. Это - наиболее жесткая часть литосферы. Ниже 100 км горизонтальная неоднородность незначительна, т. е. на этих глубинах вещество более пластично и не способно сохранить блоковую структуру. На подошве литосферы 200 – 250 км также наблюдается увеличение пластичности. По сейсмическим данным во многих региона мира так же прослеживаются сейсмические границы на глубине около 100 и 200 км, они могут иметь глобальное распространение.[3] Как уже отмечалось, непосредственному наблюдению доступны лишь верхние горизонты земной коры. Для исследования глубоких недр используют различные геофизические методы, позволяющие по изменчивости изученных физических полей получать информацию о строении, составе и свойствах внутренних оболочек Земли. Наиболее достоверные данные о внутреннем строении Земли дают комплексные геофизические исследования: гравиразведка, магниторазведка, электроразведка, геотермическая съёмка и др. Особенно информативными оказались методы глубинного сейсмического зондирования (сейсмическая разведка). [1] За два с лишним столетия фигуре Земли присваивалось несколько наименований – сфероид, трехосный эллипсоид. И только во второй половине XX века, после проведения измерений с помощью искусственных спутников, была установлена истинная форма Земли – геоид. Если подбирать сравнения, то ближе всего окажется форма груши. Буквально же слово «геоид» означает «землеподобный».  Но отклонения Земли настолько незначительны, что для географии, геологии и ряда других наук удобнее считать нашу планету шарообразной. А поэтому представим себе все-таки Земной шар, но с большим надрезом. И тогда станет видно, что наша планета состоит из целого ряда слоев разной толщины. Внешний слой, или оболочка – это земная кора. Этот слой самый тонкий: на материках не более 70 км, а под океанами и того тоньше – до10 км. Земная кора сверху покрыта плодородным слоем, то есть почвой.   Средний слой коры значительней, толще – до 40 км. Он состоит из гранита – красивого зернистого камня, из которого делают гладкие полы в общественных местах, массивные стены, большие скульптурные памятники. Нижний слой, толщиной до 30 км, сложен из другой каменной породы – базальта. Толщина Земной коры (внешней оболочки) изменяется от нескольких километров (в океанических областях) до нескольких десятков километров (в горных районах материков). Сфера земной коры очень небольшая, на ее долю приходится всего около 0,5% общей массы планеты. Основной состав коры - это окислы кремния, алюминия, железа и щелочных металлов. В составе континентальной коры, содержащей под осадочным слоем верхний (гранитный) и нижний (базальтовый), встречаются наиболее древние породы Земли, возраст которых оценивается более чем в 3 млрд. лет. Океаническая же кора под осадочным слоем содержит в основном один слой, близкий по составу к базальтовым. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 миллионов лет.

От низлежащей мантии земную кору отделяет во вмогом еще загадочный Слой Мохо (назван так в честь сербского сейсмолога Мохоровичича, открывшего его в 1909 году), в котором скорость распространения сейсмических волн скачкообразно увеличивается.

На долю Мантии приходится около 67% общей массы планеты. Твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, совместно с земной корой называют литосферой - самой жесткой оболочкой Земли. Под ней отмечен слой, где наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн, что говорит о своеобразном состоянии вещества. Этот слой, менее вязкий и более пластичный по отношению к выше и ниже лежащим слоям, называют астеносферой. Считается, что вещество мантии находится в непрерывном движении, и высказывается предположение, что в относительно глубоких слоях мантии с ростом температуры и давления происходит переход вещества в более плотные модификации. Такой переход подтверждается и экспериментальными исследованиями.

В нижней мантии на глубине 2900 км отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности, а поперечные волны здесь исчезают совсем, что указывает на смену вещественного состава пород. Это внешняя граница ядра Земли.

Земное ядро открыто в 1936 году. Получить его изображение было чрезвычайно трудно из-за малого числа сейсмических волн, достигавших его и возвращавшихся к поверхности. Кроме того, экстремальные температуры и давления ядра долгое время трудно было воспроизвести в лаборатории. Земное ядро разделяется на 2 отдельные области: жидкую (внешнее ядро) и твердую (внутреннее), переход между ними лежит на глубине 5156 км. Железо - элемент, который соответствует сейсмическим свойствам ядра и обильно распространен во Вселенной, чтобы представить в ядре планеты приблизительно 35% ее массы. По современным данным, внешнее ядро представляет собой вращающиеся потоки расплавленного железа и никеля, хорошо проводящие электричество. Именно с ним связывают происхождение земного магнитного поля, считая, что, электрические токи, текущие в жидком ядре, создают глобальное магнитное поле. Слой мантии, находящийся в соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре выше, чем в мантии. Местами этот слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли тепломассопотоки - плюмы.

Внутреннее твердое ядро не связано с мантией. Полагают, что его твердое состояние, несмотря на высокую температуру, обеспечивается гигантским давлением в центре Земли. Высказываются предположения о том, что в ядре помимо железоникелевых сплавов должны присутствовать и более легкие элементы, такие как кремний и сера, а возможно, кремний и кислород. Вопрос о состоянии ядра 3емли до сих пор остается дискуссионным. По мере удаления от поверхности увеличивается сжатие, которому подвергается вещество. Расчеты показывают, что в земном ядре давление может достигать 3 млн. атм. При зтом многие вещества как бы металлизируются - переходят в металлическое состояние. [2]

Сейсмический метод изучения внутреннего строения Земли.

Сейсмический метод, (от греч. «сейсма» - колебание, землетрясение) изучение внутреннего строения Земли основан на наблюдениях за распространением сейсмических волн в её недрах.

Сейсмические волны – это упругие колебания вещества, вызванные землетрясениями или искусственными взрывами. Прибор для записи колебаний земной коры при землетрясениях и взрывах называется сейсмографом, а сами записи – сейсмограммами. Одним из основателей сейсмологии – науки о землетрясениях и сейсмических волнах, - был известный русский физик и геофизик академик Б.Б. Голицын (1862-1916гг.). Круглосуточно более тысячи сейсмических станций, расположенных в различных пунктах земного шара, регистрируют колебания земной поверхности. Кроме землетрясений и искусственных взрывов современные сейсмографы записывают сейсмический фон (шум), связанный с работой промышленности, транспорта, штормами и беспрерывным волнением в океанах. [1]

По данным статьи журнала - «Свет», под редакцией С. Рацкевича: «Энергетику землетрясений можно объяснить данной гипотезой, подтверждением которой является водородная дегазация планеты Земля, о ней писал ещё в прошлом столетии геолог В.Н. Ларин. Но, согласно его гипотезе, ядро нашей планеты состоит и водорода. Мировая астрофизика научно доказывает, что ядро нашей планеты железное. Водородная дегазация планеты земля, по нашей гипотезе, обеспечивается конверсией тёмной материи в недрах Земли.

Изучение превращения тёмной материи в водород в недрах Земли позволит более эффективно прогнозировать разрушительные землетрясения. Это гипотеза поможет объяснить противоречивые факты, которые ставят в затруднительное положение геофизиков; например, верхняя мантия Земли нагрета всего до 600°С, а лава раскалена до 1500°С. Тепло выделяющихся элементов – урана и тория – в мантии в тысячу раз меньше, чем в земной коре. Многие другие явления также можно объяснить, используя предлагаемую гипотезу.» [4]

Для изучения внутреннего строения Земли ( а так же поисков полезных ископаемых) приемники сейсмических колебаний (сейсмографы) располагаются на земной поверхности. Сейсмические волны, вызванные землетрясениями и взрывами, проходя через недра Земли, преломляются и отражаются на акустических недрах границах раздела пород и возвращаются к земной поверхности, где регистрируется сейсмографами. Скорость распространения сейсмических волн в разных горных породах различна. Например, в рыхлых песках и глинах она меньше, чем в твердых и плотных породах. Определяя скорости распространения упругих волн с учетом времени их регистрации, судят о форме и глубине залегания акустических границ.

Сейсмические волны бывают двух типов: объёмные и поверхностные. Они имеют различный характер распространения, преломления и отражения в зависимости от агрегатного состояния и физико-механических свойств горных пород.

Объемные сейсмические волны. Объёмные волны были открыты французским учёным Пуассоном в 1828 г. при создании теории упругости твёрдых тел; впервые на сейсмограммах были обнаружены английским сейсмологом Ольдгемом в 1910 г. Объёмные волны бывают двух типов: продольные и поперечные.

Продольные сейсмические волны представляют упругие колебания вещества около своего среднего положения в направлении распространения самой волны, т. е. переменное его сжатие и разряжение. Эти волны распространяются в любых средах (твердой, жидкой, газообразной). Скорость их распространения в 1.7 раза больше скорости поперечных волн. Поэтому на сейсмограммах они регистрируются раньше чем, поперечные волны, и называются первичными или волнами Р ( от лат. Prima – первые).

Поперечные волны создают колебания вещества в направлении, перпендикулярном распространению волны. Они связанны со сдвигом вещества, т. е. изменением его формы. Эти волны могут проходить только через твёрдое тело и затухают в жидком и газообразном веществах, ибо два последних не сопротивляются изменению формы. Поскольку на сейсмограммах поперечные волны регистрируются после прохождения продольных волн, то они получили название, вторичных - S (от лат. sekundo – вторые).

Продольные и поперечные сейсмические волны, в отличие от поверхностных волн, распространяющихся вдоль земной поверхности пронизывают весь объём (все тело) Земли. Поэтому они называются объёмными волнами. Подобно рентгеновскому анализу объёмные волны в буквальном смысле слова просвечивают нашу планету, что позволяет с их помощью выявить внутренне строение Земли без непосредственного проникновения в её недра.

Скорость распространения продольных волн v_р зависит от плотности среды в данной точке ρ, модуля сжатия К_cж и мо­дуля сдвига μ_сдв выражается формулой, известной из курса общей физики  Скорость распространения поперечных волн v_s, зависит только от плотности среды ρ и модуля сдвига μ_сдв, т.е. Поскольку в жидких средах модуль сдвига μ_сдв=0, то это означает, что в них скорость распространения продольных волн равна а скорость поперечных волн V_s=0. Из этого следует, что по­перечные сейсмические волны, в отличие от продольных, мо­гут распространяться только в твердых средах; в жидкос­тях и газах они затухают. Поверхностные сейсмические волны. Поверхностные вол­ны (L-волны, от лат. longa–длинные) возникают на гра­нице разнородных сред у поверхности материков и океани­ческою дна. Они вызывают одновременно деформацию объема и сдвига. Они имеют большую длину, чем продольные и по­перечные волны, а скорость их меньше.

Поверхностные волны широко используются для иссле­дования наружных слоев Земли. Как и объемные, они бы­вают двух типов: волны Рэлея и волны Лява. Теоретически изучены английским физиком Дж. Рэлеем в 1885 г. и Лявом в 1911 г. 

При землетрясениях в рэлеевской волне смещение частиц почвы происходит с вертикальной плоскости, а сами частицы описывают эллипс, двигаясь против часовой стрелки.

В волнах Лява смещение частиц почвы происходит в гори­зонтальной плоскости перпендикулярно к направлению дви­жения волн. 

В поверхностных волнах величина смещения максимальна на поверхности и очень быстро (по экспотенциальному закону) убывает с ростом глубины и обратно пропорционально расстоянию от их источника. Длина поверхностных волн – от десятков до многих сотен километров.

Сейсмическая модель внутреннего строения Земли

Среди различных моделей внутреннего строения Земли наибольшее признание получила классическая сейсмическая модель Джеффриса – Гутенберга, построенная в конце 30-х гг. нашего столетия на основе изменения по радиусу Земли скоростей распространения продольных и поперечных сейсмичес­ких волн.

Если бы наша планета от поверхности до центра была однородным телом, т. е. плотность всюду оставалась посто­янной, то на всех глубинах скорость сейсмических волн была бы одинаковой, и путь их распространения был бы прямолинейным. В действительности пути пробега сейсмических волн имеют сложный криволинейный характер. Скачкообразно с глубиной изменяется и их скорость.

Первая поверхность скачка скорости продольных и поперечных сейсмических волн находится на глубине в среднем около 60–70 км На этой глубине от земной поверхности скорость распространения продольных волн резко возрастает с 5 до 8 км/с, резко возрастает и скорость поперечных волн – с 1,5 до 4,5 км/с. В следующем слое скорость продольных волн постепенно увеличивается, достигая максимума в 13,6км/с на глубине около 2900 км, после чего резко падает до 8,1 км/с, а затем к цент­ру Земли медленно возрастает до 11,3км/с.

Скорость поперечных волн в слое от 70 до 2900 км так же, как и скорость продольных волн, постепенно нарастает до 7,5 км/с На глубине 2900км, как и у продольных, она резко снижается, но в отличие от них приближается к нулю. Это означает, что практически глубже 2900 км поперечные волны не приникают и, будучи отраженными на этой глубине, возвращаются к поверхности. Правда, последние более детальные данные свидетельствуют о том, что начиная с глубин около 5000 км поперечные волны распространяются с небольшой менее 0,5–1,0 км/с скоростью.

Скачкообразное изменение с глубиной продольных и поперечных сейсмических волн отражает скачкообразное увеличение упругих свойств и плотности вещества земных недр с глубиной, что свидетельствует о расслоенности Земли. Резкое изменение скоростей сейсмических волн на глубинах 70 и 2900 км дает основание для выделения в ней трех основных частей, или трех внутренних геосфер наружной (земной коры), промежуточной (мантии) и внутренней (ядра). 

На границах сейсмических разделов первого порядка - между земной корой и верхней мантией и между нижней мантией и внешним ядром существенно изменяется и плотность вещества. Так, непосредственно ниже границы Мохо плотность пород значительно выше, чем в земной коре, и составляет 3,4 10³ кг/м³ В основании нижней мантии на глубине 2900 км она равна 5,7 кг/м³. При переходе от мантии к ядру происходит резкое увеличение плотности до 10 кг/м³. Затем плотность повышается до 11,5 кг/м³,а во внутреннем ядре составляет примерно 13 кг/м³.

Внутренние геосферы сильно различаются по толщине, объему и массе. Самой малой по толщине (33 км, или 0,5 % радиуса Земли), массе (5·10²² кг, или 0,8 % массы Земли) и по объему (1,7 10¹⁰ км³, или 1,6 % объема Земли) является земная кора, наибольшей по массе (405-1022 кг, или 67,8 %) и объему (89,1 10¹⁰км³, или 82,2 %) – мантия, а по толщине–ядро (3573 км, или 55,2 %).

Состав, строение и свойства внутренних геосфер Земли. 

Земная кора. Современное понятие о земной коре – верхней твердой оболочке Земли – в первую очередь ос­новано на сейсмических характеристиках горных пород и вязано с именем югославского сейсмолога А. Мохоровичича. Изучая сейсмограммы землетрясений, Мохоровичич в 1909 г. установил, что в верхнем слое Земли сейсмические волны распространяются с меньшей скоростью (около 6 км/с), чем на больших глубинах. Этот низкоскоростной слой рас­пространения сейсмических волн впоследствии был назван земной корой (слой А по К Буллену), а сейсмическая граница, отделяющая его от более глубоких горизонтов Земли (мантии), в честь ее первооткрывателя была названа поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо).

Поверхность Мохо практически зеркально повторяет земную поверхность. Мощность земной коры изменяется от 5–8 км под океанами до 30–40км в равнинных областях и до 70–75 км в ropныx районах континентальных областей. Максимум толщины отмечается на Памире, Гиндукуше, в Гималаях (около 75–80 км) и в Андах (75 км).

Мощность земной коры не превышает 1 % длины земного радиуса, ее вклад в общую массу Земли мал – всего 0,8 % Поэтому при рассмотрении Земли в целом земную кору пред­ставляют в виде однородного слоя эффективной толщиной 33км. Средняя плотность земной коры составляет около 2,8 кг/м³.

В силу своего пограничного положения земная кора является наиболее гетерогенной (неоднородной) по горизонтали и вертикали геосферой Земли.

В зависимости от времени образования и механизма формирования земной коры и, следовательно, неодинакового ее строения на разных участках принято различать материковую и океаническую кору. Самые древние из найденных образцов пород континентальной земной коры существуют на Земле 3,8млрдлет (океани­ческой коры – не ранее 200 млн. лет).

Сейсмическим зондированием материковой коры установлено, что она состоит из трех слоев, осадочного, гранитного и базальтового, различающихся сейсмическими скоростями продольных волн и своей плотностью. Верхний, наименее плотный (р = 2,2 кг/м³) осадочный слой имеет тол­щину от 2–З км в районах спокойного, почти горизонтального залегания горных пород (платформы) до 20–30 км в местах, где породы смяты в складки, пронизанные глубокими трещинами (геосинклинальные области). Само название, го­ворит о том, что этот слой представлен осадочными горными порогами (глина, песок, песчаники, известняки, мергели). На этом слое залегает почвенный покров. Скорость продольных сейсмических волн в пределах осадочного слоя изменяется от 1,8 до 5,0 км/с.

Средний, наиболее толстый гранитный слой имеет боль­шую плотность ρ=(2,4–2,6) кг/м³ Скорость продоль­ных вoлн здесь возрастает от 5.0 до 6,2 км/с. Этот слой состоит из кристаллических горных пород (гранит, гнейс, риолиты и др.), сложенных из светло окрашенных силикатов и алюмосиликатов, бедных железом и марганцем и представляющих собой шлаки, легкие побочные продукты глубинных химических реакций, поднявшиеся в верхнюю часть из недр Земли. Во многих местах гранитный слой выходит на земную поверхность (в Карелии, Финляндии, на Кольском полуострове, в центральных частях горных хребтов Тянь-Шаня, Саян, Альп, Кавказа, Карпат и др.)

Нижний базальтовый слой материковой коры имеет еще большую плотность p = (2,8–3,3)∙103 кг/м³. Он cocтоит из изверженных и метаморфических горных пород темного цве­та (базальт, габбро, анортозиты), содержащих большое ко­личество железа и марганца. Его толщина находится в пределах 15–25км (местами до 40 км) и, в отличие от оса­дочного и гранитного слоев, представляет собой сплошную оболочку. Скорость распространения продольных волн в этом слое наибольшая по сравнению с вышележащими слоями (Vp = 6,9–7,6 км/с; скорость поперечных волн Vs – около 3,7–3,8 км/с). [1]

По данным журнала «Наука из первых рук», Земля представляет собой самоорганизующуюся систему, развитие которой сопряжено со взаимодействием её внутренних оболочек. «Сибирь перемещалась, начиная с конца рифея (-600 млн лет назад), через область развития мантийных плюмов. Уже 570 млн лет назад Сибирский континент помещался в пределах влияния Африканской мантийной провинции. Долготная позиция Сибирского континента в пределах Африканского горячего поля мантии была определена меридианом 20°Е. Сиирь стала сдвигаться в северном направлении 20°S, приблизившись почти к экваториальной широте в раннем и среднем ордовике. При этом в интервале от 512 до 480 млн лет назад меридиональная составляющая скорости движения достигла до 5 см в год. В раннем карбоне Сибирь переместилась на 11 см в год, за 40 лет, от 30° к 60°N, это следует что перемещение происходило по меридиану, т. е. практически отсутствовал сдвиг континента в параллельном экватору направлении.» [5]

Океаническая кора тоньше материковой, она состоит из двух основных слоев–осадочного и базальтового. Толщина осадочного слоя в пределах молодых вулканических горных систем но превышает нескольких метров, а на глубоковод­ных равнинах и у материковых склонов достигает 0, 5–3,0 км. Толщина базальтового слоя изменяется от 3 до 12 км.

Геохимический анализ показывает наличие в земной коре 93 химических элементов. Значения средних содержаний элементов в коре называются кларками (по фамилии впер­вые рассчитавшего их в 1889 г американского ученого Ф. Кларка). В настоящее время среднее содержание отдельных элементоа оценивается так (%) О–47,2; Si– 27,6; Al–8,3; Fe–5,1; Ca–3,6; Na–2,64; K–2,6, Mg– 2,1, Ti–0,6; H–0,15; C–0,1. На долю этих 11 элементов приходится 99,99% массы земной коры, все остальные 82 элемента в общей сумме дают не более 0,01% массы, в том числе РЬ–0,0016%, Au–0,0000005%.

 Мантия Земли. Мантия является переходной геосферой (промежуточной оболочкой) между земной корой и ядром Земли. Верхняя ее граница совпадает с поверхностью Мохо, нижняя – находится на глубине 2900км.

По скорости прохождения сейсмических волн мантия под­разделяется на три слоя: В, С и Д. Верхний из них (слой В) называется верхней мантией, или слоем Гутенберга. Его ниж­няя граница расположена на глубине 350–410км. В пределах этого слоя продольные волны распространяются со скоростью более 8 км/с. Второй слой (С) – средняя мантия, или слой Голицына, простирается до глубины 850–900 км Скорость распространения продольных волн здесь достигает 11,4 км/с. Третий слой (Д) – нижняя мантия простирается до глубины 2900 км. Нарастание скорости продольных волн с глубиной в этом слое происходит с меньшим градиентом, чем в верх­ней и средней мантии, что свидеюльствует о большей одно­родности этой области. В основании нижней мантии их ско­рость достигает 13,6 км/с, поперечных–7,3 км/с.

Сейсмическим методом в верхней мантии на глубине око­ло 120–200 км под материком и 60–100 км и более под океанической корой установлен слой как бы «размягченных» горных пород, называемый астеносферой (от греч «астянос»– слабый) Астеносферный слой, или так называемый пояс размягчения, наиболее четко выражен и приподнят местами до глубин 20–25 км и менее под наиболее подвижными зонами земной коры и, напротив, слабо выраже и опущен под наиболее спокойными участками континентов (щитами платформ). В сводах молодых горных сооружений, как и в осевых зонах срединно-океанических хребтов, кровля астеносферы может пересекать границу Мохо, внедряясь в земчую кору.

В астеносферном слое наблюдается понижение скорости распространения сейсмических волн, особенно поперечных, и повышение электропроводности. Это свидетельствует о свое­образном состоянии вещества, менее вязком, более пластич­ном по отношению к выше- и нижележащим слоям. Вязкость вещества астеносферы–около 1019 Пас, т е на 2–3 порядка ниже, чем в покрывающих и подстилающих ее слоях мантии. Вязкость астенооферного слоя не постоянна, она существеннo изменяется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении, изменяется и его мощность.

Понижение скоростей продольных и поперечных сейсмических волн и повышение электропроводности в астеносфере можно объяснить частичным (около 1–10%) плавлением вещества мантии, происходящим в результате более быстрого повышения температуры с глубиной, чем повышение давления. 

Возникает вопрос: в силу каких причин вещества астеносферы находятся в размягченном состоянии? Главная причина этого явления заключается в дифференциации земного вещества. В мантии вещество облегченное удалением металлов, поднимается к земной коре, а тяжелое опускается. Так в мантии возникают вертикальные конвекционные токи. В верхней мантии на глубинах от 100 до 350 км, осо­бенно в пределах 100–150 км, сочетание температуры и давления таково, что вещество находится в размягченном или расплавленном состоянии и стремится всплыть. Этот слой плавления и повышенной активности кроме астеносферы называют еще волноводом.

Вертикальные конвекционные токи металлов порождают горизонтальные астенооферные течения. Их скорость дости­гает нескольких десятков сантиметров в год. Эти течения при­вели к расколу литосферы на отдельные глыбы и к их горизонтальному перемещению, известному как дрейф мате­риков. Так, на основе данных, полученных с искусствен­ных спутников Земли, установлено, что за последние пять лет Австралия «подплыла» к Японии на 11 cм, Гавайские острова – на 39 см. Подсчитано, что если такой темп движе­ния сохранится, то ближайший к Японии сосед – Гаваи соль­ются с Японскими островами через 100 млн лет.

Астеносфере принадлежит большая роль в глубинных вулканических процессах. В ней находятся очаги расплавленной магмы, внедряющейся в земную кору или изливаю­щейся на земную поверхность.

Верхняя часть мантии выше астеносферы вместе с земной корой составляют литосферу (от греч lithos–камень и sparia–шар), сравнительно хрупкую оболочку, обладающую упругими свойствами вверху и упруго-пластичными – внизу. Литосфера характеризуется активными тектоническими движениями горных пород, поэтому ее вместе с астеносферой еще принято называть тектоносферой. Существенно, что тектоносфера сверху вниз неоднородна по геологическому строению (текучести) вещества. Согласно новой теории глобаль­ной тектоники все землетрясения возникают в литосфере, по­скольку только она способна реагировать на напряжения как хрупкое твердое тело.

В современной мантии около 8% ее массы приходится на железо, 30% его уже спустилось в ядро. Но и этих 8% вполне достаточно для продолжения дифференциации ве­щества и обеспечения тектонической активности нашей пла­неты по крайней мере на ближайшие 1,5–2,0 млрд лет.

Ядро Земли На глубине 2900 км отмечается второй сейсмический раздел первого порядка, отделяющий мантию or ядра.

Граница между мантией и ядром является наиболее резко выраженной границей раздела в недрах Земли. От нее отражаются продольные п поперечные волны и кроме того на ней образуются преломленные волны, распространяющиеся по различным траекториям в недра земного ядра. На этой границе скорость продольных волн скачкообразно падает от 13,6 км/с в нижней мантии до 8,1 км/с в ядре, поперечные волны ниже этой границы не распространяются.

Тот факт, что земное ядро не пропускает через себя поперечные волны, скорость которых в нем равна нулю, означает, что модуль сдвига вещества ядра мю-сдв также равен нулю. Отсюда можно сделать вывод, что земное ядро, или по крайней мере его верхний слой, находится в жидком состоянии. 

 Земное ядро (его еще называют барисферой) – это наиболее плотная внутренняя геосфера Земли. Средняя плотнось ядра – около 10,7-103 кг/м³, радиус–3470 км. По сейсмическим данным – скачку скорости продольных волн на глубине около 5000 км – в нем выделяют внешнее ядро, или слой Е, до глубины 4980 км и внутреннее ядро, или слой G. Между внешним и внутренним ядром имеется переходная зона (слой F) толщиной около 140км. Переходная зона имеется также на нижней границе мантии (слой D') на глубине 2700–2900км. Она характеризуется почти постоянной скоростью продольных и поперечных волн. 

Во внешнем ядре скорость продольных сейсмических волн постепенно возрастает до 10,5 км/с, а затем уменьшается до < 9,5км/с в переходном слое. Во внутреннем ядре скорость продольных волн вновь увеличивается до 11,3 км/с.

На глубине 2900км, т. е. на верхней границе ядра, давление достигает 137 ГПа, а в центральной его части – 343 ГПа. Предполагается, что при таком большом давлении электронные оболочки атомов нарушаются и их ядра оказываются растворенными в общей массе электронов. Предполагается, также, что в таких условиях вещество переходит в новое физическое состояние – сверхплотное, при котором нарушаются химические свойства, и оно не может быть названо именем ни одного химического элемента или соединения, существующего в земной коре при небольших давлениях. По физическим свойствам вещество в этом состоянии универсально-металлическое, обладающее магнитными свой­ствами. При температурах, господствующих внутри Земли (принимается, что температура в центральной части ядра около 5000°С), внешнее ядро расплавлено, а внутреннее, по последним данным, находится в твердом состоянии.

По современным представлениям ядро на 85–90% состоит из железоникелевого сплава с примесью S, Mg и Si железное ядро). Во внешнем жидком ядре легкой добавкой к железу является кислород, а во внутреннем – никель. Высказывается также предположение, что кроме железа и никеля в ядре должны быть какие-то легкие элементы, к ко­торым могут быть отнесены кремний или сера. [1]