4. Будова й фізичні властивості Землі

Сейсмічним методом всередині Землі виділено кілька концентричних оболонок або геосфер (рис. 1.3):

1). Земна кора (шар А) - це верхня тверда оболонка Землі, яка має різну потужність і будову під континентами і океанами. Згідно з цим розрізняють 2 типи кори:

- континентальний і океанічний.

Континентальний тип характеризується середніми потужностями (35 – 40 км), типовими для рівнинних територій платформ; максимальним значенням потужностей відповідають високогірні райони (понад 70 км під Гімалаями).

Рис. 1.3. Схема внутрішньої будови землі

Класифікація гірських порід

Гірські породи - це мінеральні агрегати, які утворюють самостійні геологічні тіла, що складають земну кору. Відрізняються вони за складом, будовою та умовами формування.

Будову породи характеризують поняттям структури і текстури.

Структура породи визначається її внутрішніми особливостями і характеризується ступенем кристалічності, розмірами зерен, їхньою формою, співвідношенням між ними.

Текстура - це зовнішні ознаки породи, зумовлені взаємним розміщенням її складових частин і способом заповнення простору.

За походженням всі гірські породи поділяються на магматичні, осадові і метаморфічні.

Магматичні породи утворюються внаслідок кристалізації природних силікатних розплавів (магми).

Осадові породи утворюються на поверхні Землі за рахунок руйнування раніше утворених порід, їх поділяють на уламкові, тобто, утворені внаслідок фізичного руйнування та нагромадження уламків гірських порід, хімічні -осаджені хімічним шляхом на дні водойм - утворені з решток організмів чи продуктів їх життєдіяльності.

Метаморфічні породи формуються з магматичних чи осадових під дією різних глибинних чинників: високих температур і тисків, гідротермальних розчинів і газів, які виділяються з магматичного розплаву.

У структурі кори виділяють три шари (рис. 1.4): осадовий 1, гранітно-метаморфічний 2 і базальтовий 3. Шар, що лежить нижче базальтового, відповідає мантії 4.

Рис. 1.4. Будова земної кори:

1 — осадовий шар; 2 — гранітно-метаморфічний шар; 3 — базальтовий шар; 4 — мантія

Осадовий шар складений породами, що утворилися в результаті осадження з вод морів, озер, річок. Найтиповіші: пісковики, вапняки, глини. Потужність шару 10-15 км, швидкість поширення поздовжніх хвиль – 1,5-5 км/с.

Гранітно-метаморфічний шар, складений породами з високим вмістом кремнезему (SіО ) (граніти), утворений шляхом кристалізації з магми, і породами, які сформувалися з осадових та магматичних порід під дією високих тисків і температур. Потужність шару – 10-20 км, швидкість поздовжніх хвиль – 5,5-6,2 км/с. Підошву шару з 1925 р. називають поверхнею Конрада – за ім’ям її першовідкривача.

Поверхня Конрада відокремлює гранітно-метаморфічний шар від базальтового, що залягає нижче.

Базальтовий шар складено переважно продуктами вулканічних вивержень базальтами та метаморфічними породами - амфіболітами. Потужність - 40 км, швидкість поздовжніх хвиль - 6,5-7,4 км/с.

Океанічний тип кори - шар має меншу потужність (5-10 км) і тришарову структуру. Верхній шар складений пухкими глибоководними осадками потужністю до кількох сотень метрів; швидкість поширення сейсмічних хвиль - 1,5-2,5 км/с. Другий шар - базальтовий, потужність - до 3 км, швидкість поширення поздовжніх хвиль - 6,4-7,2 км/с. Третій шар, складений основними та ультраосновними породами (габро, перидотитами, серпентинітами), має потужність 5-6 км, швидкість поширення сейсмічних хвиль - 6,4-7,2 км/с.

Океанічна кора характерна для ложа Світового океану. Зчленування двох основних типів кори відбувається по-різному. Для узбережжів Атлантичного, Індійського, Північного Льодовитого океанів характерне поступове виклинювання гранітно-метаморфічного шару в межах кон­тинентального схилу. В цьому разі океанічна кора контак­тує з континентальною в зоні підніжжя континентального схилу. Такий тип перехідних зон називають атлантичним. Зовсім іншу картину спостерігають на західному узбережжі Тихого океану. Тут виділяють субконтинентальний і субокеанічний перехідні типи кори.

Субконтинентальний тип кори відрізняється від континентального меншою потужністю і нечітко вираженою поверхнею Конрада. Потужність кори становить 20...30 км (осадовий шар – сотні метрів, гранітно-метаморфічний шар – до 10 км, базальтовий – 10... 15 км). Таку будову має кора острівних дуг (Курильської, Алеутської тощо).

Субокеанічний тип кори має потужність до 25 км. Особ­ливістю кори цього типу є підвищена потужність осадо­вого шару – до 15 км. Характерний для глибоководних котловин окраїнних морів (Охотське, Японське) та для деяких внутрішніх морів (Чорне, Середземне). Субконтинентальні і субокеанічні ділянки дна океанів зчленовані між собою зонами розломів. Такий складний і різкий пе­рехідний тип кори називають тихоокеанським.

Нижньою межею земної кори під континентами і оке­анами вважають поверхню Мохоровичича (скорочено Мохо, або М), названу за іменем хорватського геофізика у 1909 р. На цій поверхні змінюється швидкість поширення сей­смічних хвиль. Нижче залягає мантія, яка поділяється на верхню, середню та нижню.

2).Верхня мантія (шар В) простягається до глибини 410-650 км і характеризується зростанням з глибиною швидкості поширення сейсмічних хвиль від 7,9 до 9 км/с. Вважають, що речовина в цьому шарі перебуває в стані часткового розплавлення, має знижену в’язкість, пластичність. Цей шар називають астеносферою (або шаром Гутенберга). Астеносфера відіграє вирішальну роль у тектонічних процесах верств, що залягають вище; в цій зоні спостерігають осередки глибокофокусних землетрусів, зароджуються магматичні розплави, які за сприятливих умов проникають в товщу земної кори.

Земна кора разом із надастеносферним шаром верхньої мантії складають літосферу Землі – єдиний жорсткий шар, який ніби «плаває» в пластичній астеносфері. Вважають, що верхня мантія складена темними щільними породами, можливо перидотитами, дунітами, еклогітами.

3).Середня мантія (шар С, або шар Голіцина) простягається до глибини 1000 км, і принципово не відрізняється від верхньої. Швидкість поздовжніх хвиль – 9 - 11,4 км/с.

4).Нижня мантія (шар D і D ) потужність 2000-2900 км. Спостерігається поступове зростання швидкості сейсмічних хвиль у шарі D , і деяке зниження швидкостей у шарі D . Межу між мантією і ядром називають поверхнею Віхерта-Гутенберга.

5).Ядро Землі: зовнішнє (шар Е) і внутрішнє (шар G). У зовнішнє ядро не проникають поперечні хвилі, у зв'язку з чим припускають, що речовина в ньому перебуває в розплавлено-рідкому стані. Нижня його межа - 4980 км. Внутрішнє ядро відповідає серцевині Землі і має радіус — 1250 км. Воно пропускає поздовжні і поперечні хвилі, тому вважають, що речовина перебуває тут у твердому стані, напевно близькому до розплаву. Ядро має електропровідність, а це вказує на металізований або плазмений стан його речовини. Щодо мінерального складу ядра існують дві версії: згідно з першою – ядро залізо-нікелеве, за другою – воно силікатне, як і мантія.

Навколо Землі існує поле тяжіння, зумовлене її масою. Це поле називають гравітаційним. Дослідженнями визначено його неоднорідність на поверхні планети.

Науку, що вивчає земне поле сили тяжіння, називають гравіметрією.

Земля має дипольне магнітне поле, на що вказав ще у 1600 р. англієць У.Гільберт. Магнітне поле простягається на відстань до 93 тис. км від поверхні Землі.

Магнітні полюси розміщуються поблизу географічних, але не збігаються з ними.

Північний магнітний полюс розташований в Антарк­тиді, поблизу Південного Географічного, а Південний – поблизу Північної Гренландії біля Північного Географіч­ного, тому північний кінець магнітної стрілки приблизно показує на північ, а південний – приблизно на південь. Кут між віссю диполя і віссю обертання Землі становить приблизно 11°. Вважають, що виникнення магнітного поля зумовлене дією електричних струмів, що виникають унас­лідок обертання Землі і пов'язані з конвективними руха­ми речовини в рідкому зовнішньому ядрі (динамотеорія Френкеля – Ельзассера).

Характерною особливістю магнітного поля Землі є його мінливість у часі. Адже з'ясовано, що залізовмісні мінера­ли (феромагнетики) мають властивість фіксувати орієнта­цію магнітного поля на час їхнього утворення. З таких позицій було доведено, що магнітне поле протягом геоло­гічної історії часто переживало інверсії, тобто зміну маг­нітних полюсів. Отже, дані вивчення давнього магнетиз­му, або палеомагнетизму, можна використовувати для вирішення конкретних завдань геологічної історії Землі (розчленування і зіставлення верств гірських порід, ви­значення віку ложа океанів тощо).

Теплове поле Землі визначається переважно двома джерелами: сонячним теплом і теплом, яке гене­рується в надрах планети і виноситься на її поверхню теп­ловим потоком. Сонячне тепло визначає температуру лише верхніх частин земної кори до глибини, що не перевищує перших десятків метрів, - до так званого нейтрального шару, або поясу постійних температур. Температура цього поясу відповідає середньорічній для даної місцевості, а глибина залежить від географічного положення території. Нижче нейтрального шару спостерігають поступове зрос­тання температури з глибиною, яке характеризується та­кими величинами, як геотермічний градієнт і геотерміч­ний ступінь.

Геотермічний градієнт показує зміну температури на одиницю глибини, в середньому для Землі він дорівнює 3 °С на 100 м.

Геотермічний ступінь – це інтервал глибини, в якому температура змінюється на 1 С, середнє його значення становить 33 м.

Вказані значення градієнта та ступеня характерні лише для верхніх шарів земної кори, з глибиною градієнт, очевидно, спадає, а ступінь зростає.

Основними джерелами глибинного тепла Землі вважають:

• радіогенне тепло, яке утворюється під час розпаду радіоактивних ізотопів;

• тепло, що виділяється внаслідок гравітаційної диференціації речовини мантії;

• тепло, яке вивільнюється в надрах внаслідок деяких хімічних реакцій

Література /1.1/