Оболочки Земли - геосферы

В строении планеты выделяют несколько оболочек, сплошных или прерывистых, образованных веществом Земли – геосфер, отличающихся друг от друга по комплексу различных признаков (химическому составу, агрегатному состоянию, физическим свойствам).

Современные представления o внутреннем строении Земли базируются в основном на сейсмических данных. Это наблюдения за распространением сейсмических волн - упругих колебаний, возникающих в Земле при землетрясениях (или взрывах и т.п.). В недрах Земли распространяются волны нескольких типов, в т.ч. продольные (P-волны, от англ. primary) - более быстрые и поперечные (S-волны, от англ. secondary). Продольные волны деформируют среду (переносят изменение ее объема – сжатие и растяжение), и представляют собой колебания частиц в направлении движении волны. Поперечные волны не образуют объемных изменений, движения частиц в них происходят перпендикулярно направлению распространения волны. В жидких и газообразных средах поперечные волны не возникают. В земной коре их скорость (V_S = 3,2-4,3 км/сек), примерно в раз ниже чем у продольных волн (V_P = 5,8-7,6 км/сек). На границах сред с разными физическими свойствами сейсмические волны испытывают отражение, преломление и может измениться их тип (продольная становится поперечной и наоборот).

Исследованиями установлено, что Земля состоит из трёх основных геосфер: земной коры, мантии и ядра, подразделяющихся на ряд слоев. На границах этих сфер изменяется скорости распространения сейсмических волн из-за различий плотности, температуры, упругости, вязкости и других свойства вещества планеты.

ЗЕМНАЯ КОРА. Это тонкая (5-80 км) верхняя оболочка планеты, массой (0,7% массы Земли и 1,4% объема). После нижней границе земной коры, впервые выделенной в 1909г и получившей название поверхности (или раздела) Mохоровичича (Мохо), скорости сейсмических волн возрастают скачком (V_P от 5,8-7,5 до 7,9-8,2 км/сек), плотность увеличивается от средних 2,8 г/см³ в коре до 3,3-3,4 в нижележащей мантии, что связано c изменением вещественного состава горных пород. Выделяют два типа земной коры – континентальную и океаническую.

Континентальная земная кора – средняя толщина около 40 км (от 20-25 км под островными дугами до 80 км в высокогорных районах). В ее составе выделяют сверху вниз три слоя, получившие условные названия – «осадочный», «гранитный» и «базальтовый». «Осадочный» слой (V_P = 3-5 км/сек) средней мощностью на равнинах около 3 км (при колебаниях от 0 до 25 км) действительно в основном сложен осадочными породами - песчаниками, известняками, аргиллитами и другими, но в нем встречаются и магматические породы, в частности те же базальты. В «гранитном» слое скорость продольных волн примерно та же, что и в магматической горной породе гранит в лабораторных условиях (V_P=5-6,5 км/сек). Но здесь кроме гранита широко представлены и другие магматические (например, сиениты, диориты, габбро) и метаморфические (гнейсы, сланцы, мраморы, кварциты) горные породы. Средняя мощность «гранитного» слоя на равнинах – 15-20 км; в горах – до 30 км. В отдельных районах «гранитный слой» слагает непосредственно поверхность Земли. Нижний «базальтовый» (V_P = 6,5-7,5 км/сек) слой, средней мощностью 15-20 км (от 10 до 35км), сложен сильно метаморфизованными породами близкими по химическому составу базальтам.

Океаническая земная кора толщиной 5-12 км (в среднем 6-7км) состоит из двух «слоев». «Гранитный» слой отсутствует – он «исчезает» в основании континентального склона на дне океана. Верхний «осадочный» слой в свою очередь имеет двучленное строение: вверху слой рыхлых морских осадков (V_P≈3 км/сек), мощностью обычно не более 500 м а вблизи континентального склона - до 15 км. Нижняя часть (1-2 км; V_P ≈4,7–5,8 км/сек), сложена в основном базальтами, образовавшимися при подводных извержениях вулканов, с прослоями обычных осадочных горных пород. А собственно «базальтовый» слой океанической земной коры (толщиной 4-8 км; V_P ≈7,1–7,2 км/сек) сложен глубинными магматическими горными породами типа габбро. По химическому составу они аналогичны вулканической породе базальту, но их остывание и кристаллизация происходили внутри земной коры, а не на ее поверхности.

Температура земной коры. Неглубоко от поверхности земли находится слой постоянных температур. Например, в Москве (РГАУ МСХА) постоянная температура +4,2⁰С устанавливается на глубине 20 м, а в Париже - +11,8⁰С на глубине 28 м. Ниже температура с глубиной увеличивается. В среднем для Земли это 3°С на каждые 100 м, изменяясь от места к месту в 25 раз. Величина, на которую повышается температура с глубиной (на 100 м) называется геотермический градиент. Геотермическая ступень – это интервал глубины в метрах, на котором температура повышается на 1°С. Максимальный градиент установлен в штате Орегон (США) - 15⁰С/100 м (геотермическая ступень – 6,67м), минимальный – в Южной Африке - 0,6⁰С/100 м (геотермическая ступень – 167м).

При сохранении среднего градиента 3⁰С/100 м постоянным, на глубине 100 км температура должна быть более 3000⁰С, что превышает температуру плавления горных пород. Однако на этих глубинах, где часто находятся первичные очаги вулканов, средняя температура пород предполагается равной 1100°C, что несколько ниже температуры плавления. При этом под океанами на глубине 100-200 км температура на 100-200°C выше, чем под континентами.

Непостоянство температурного градиента с глубиной подтверждено и непосредственными измерениями, Например, при сверхглубоком бурении на Кольском полуострове обнаружено, что геотермический градиент первоначально увеличивается сверху вниз от 1°С до 2,5°С на глубине 5 км, а затем уменьшается до 1,6°С на глубине 11 км.

Температурный режим недр планеты определяется потоком тепла, поступающим из ее внутренних источников. Средняя плотность теплового потока оказывается одинаковой на суше и океанском дне – 0,06Вт/м², испытывая при этом значительные колебания от места к месту. На юге Африки, на Украине и Скандинавии - 0,03 - 0,04Вт/м², а в районе Байкала – 0,165Вт/м². В глубоководных океанических котловинах - 0,03 - 0,05Вт/м², в пределах срединно-океанических хребтов - до 0,4 - 0,6Вт/м², а в рифтовой долине Красного моря – до 1,5 Вт/м².

Внутренний тепловой поток отличается большим постоянством, но он не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат, так как энергия, которая приходит на поверхность Земли от Солнца, в 1000 раз больше, поступающей из недр.

Плотность земной коры. Средняя плотность вещества земной коры – 2,8 г/см³, при этом большинство осадочных пород имеют плотность 2,4 – 2,5 г/см³, граниты и метаморфических породы «гранитного» слоя – 2,6-2,7 г/см³, базальты и аналогичные им по химическому составу породы 2,9 – 3,0 г/см³.

Давление в земной коре. Расчетная величина давления на глубине 40 км (т.е. в основании земной коры) составляет около 1·10³ МПа

Химический состав земной коры. Всего 8 химических элементов (O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K), содержание каждого в земной коре более 1%, в сумме составляют основную часть земной коры - 98,26%. Еще 4 (Ti, C, Mn, S), с содержанием более 0,1%, дают 1,21%. На все остальные элементы приходится 0,53% массы земной коры.

МАНТИЯ ЗЕМЛИ – часть (оболочка) земного шара между земной корой и ядром. Верхняя граница (поверхность Мохоровичича) проходит на глубине от нескольких километров (под океанами) до 80 км (под континентами); нижняя (поверхность Гутенберга) – на глубине 2900 км. Мантия составляет 82,4% объема и 67,8 % массы Земли. Скорость продольных сейсмических волн увеличивается от границы Мохо к нижней границе от 8 до 13,6 км/сек, а затем в ядре (после поверхности Гуттенберга) опять уменьшается до 8 км/сек, а поперечные волны на нижней границе исчезают вообще. Плотность вещества растет сверху вниз от 3,3 г/см³ до 5,5-5,8 г/см³. Считается, что в химическом отношении мантия достаточно однородна, и изменения физических свойств в ней связано с появлением модификаций минералов с более плотными кристаллическими структурами. Давление в основании мантии на границе с ядром составляет 137·10³ МПа. Температура по оценкам достигает 3800⁰С

На фоне общего повышения скорости сейсмических волн ниже границы Мохо, в верхней части мантии на различной глубине (5-80 км под океанами и до 400 км под континентами) скорость сейсмических волн уменьшается, особенно поперечных. Одновременно здесь повышается электропроводность вещества. Причиной, как предполагают, является относительно высокая температура, близкая к температуре плавления при данном давлении. Этот слой пониженных скоростей сейсмически волн в верхней мантии, состоящий из наименее плотных - «размягченных» и частично (1-3%) расплавленных горных пород получил название астеносфера (от греческого asthenēs – слабый). Мощность, как и глубина, астеносферного слоя с пониженной вязкостью вещества, сильно изменяется в горизонтальном и вертикальном направлениях. Именно по этому слою перемещаются вышележащие слои мантии и земной коры, составляющие литосферные плиты. Основанием для проведения границ между литосферными плитами служит распределение эпицентров землетрясений, которые концентрируются в узких полосах вдоль границ плит и практически отсутствуют вне этих зон. Землетрясения не зафиксированы глубже 700 км, т.е. в нижней мантии отсутствует возможность образования сколов и вещество ведет себя как пластичное тело, хотя и очень высокой вязкостью. В нижней мантиипроисходят медленные конвективные перемещения вещества – причина горизонтальных движений литосферных плит.

Химический состав мантии. Предполагается, что некоторые горные породы, встречающиеся в горных районах, в алмазоносных кимберлитовых трубках и на срединно-океанических хребтах имеют мантийное происхождение. Эти породы представлены глубинными магматическими породами – перидотитами, дунитами. Поэтому химический состав верхней мантии считается аналогичным их составу. А состав нижней мантии предполагают таким же, как у каменных метеоритов.

Предполагается, что мантия отличается от земной коры большим содержанием магния и железа, и меньшим алюминия, кальция, кремния, натрия, калия.

Ha границе c ядром при давлении 1,4·10⁵ МПa и температуpe порядка 4000°C силикаты находятся в твёрдом состоянии, a железо уже в жидком.

Рис. Схема строения и элементного состава Земли (приведены химические элементы с содержанием более 1%; земная кора и астеносфера показаны вне масштаба)

Метеориты (малые тела Солнечной системы, попадающие на Землю из межпланетного пространства) в зависимости от минерального и химического состава подразделяют на три основных класса – каменные (64,9%), железокаменные (3,8%) и железные (31,3%). Каменные метеориты по внешнему виду часто трудно отличить от земных горных пород. Во всех метеоритах можно выделить три раздельно существующие части (фазы) – металлическую (железо-никелевую), каменную – силикатную и сульфидную, состоящую из сульфида железа.

ЯДРО ЗЕМЛИ. Граница между мантией и ядром выделена по сейсмическим данным еще в 1913 г. В мантии скорость продольных волн - 13,6 км/сек, в ядре на 40% ниже – около 8 км/сек, а поперечные волны исчезают вообще. Верхняя часть ядра толщиной 2220 км (до глубины 5120 км) – жидкая, и с учетом вероятной температуры около 4000⁰ - 5000⁰С – это расплав. Внутреннее твердое ядра имеет радиус 1251 км. Объем ядра 0,175·10²⁷ см³, масса 1,876·10²⁷г. Ядро Земли, общим радиусом 3471 км (54,5% радиуса Земли) занимает16,2% объема Земли и составляет 31,5% ее массы. Давление на границе мантия/ядро 137·10³ МПа, внешнее ядро/внутреннее - 312·10³ МПа, в центре Земли 361·10³ МПа. Плотность вещества во внешнем ядре 10-11,5 г/см³, во внутреннем – 12,5 – 14 г/см³. Температура на верхней границе - около 4000°C, а в центре Земли достигает 5000⁰С - 6000⁰С.

В соответствии с «метеоритной» моделью ядро состоит из никелистого железа (до 10% никеля), во внешнем ядре с некоторым количеством (несколько процентов) серы, которая входит в состав сульфида железа - минерала троилита (FeS).

Есть и альтернативные модели. Например (Ларин В.Н. 1989, 1992, 2005). Литосфера (0-150 км) состоит из силикатов и оксидов; мантия (150-2900км) – сплавы и соединения на основе кремния, магния и железа); внешнее ядро (2900-5000 км) – металлы с растворенным в них водородом и гидриды металлов; внутреннее ядро (5000-6371км) – гидриды металлов.