Внутреннее строение земли. Каково внутреннее строение земного шара

Что может находиться внутри нашей с вами родной планеты? Попросту говоря, из чего состоит Земля, каково ее внутреннее строение? Эти вопросы издавна волновали ученых. Но оказалось, что прояснить данный вопрос не так уж и просто. Даже при помощи суперсовременных технологий человек может углубиться вовнутрь только на расстояние, равное пятнадцати километрам, а этого, конечно же, мало для того, чтобы все понять и обосновать. Поэтому даже в наши дни исследования на тему «из чего состоит Земля» проходят, в основном, с использованием косвенных данных и предположений-гипотез. Но и в этом ученые достигли уже определенных результатов.

Как изучают планету

Еще во времена древних отдельные представители человечества стремились к познанию: из чего состоит Земля. Люди изучали и срезы горных пород, обнаженные самой природой и доступные для просмотра. Это, в первую очередь, обрывы, горные склоны, крутой берег морей и рек. По этим естественным срезам много чего можно понять, потому что они состоят из тех пород, которые были здесь и миллионы лет назад. А сегодня учеными в некоторых местах суши пробуриваются скважины. Из них самая глубокая - 15 км на Также изучение идет при помощи шахт, прорываемых для добычи ископаемых: угля и руды, к примеру. Из них также извлекаются образцы пород, способных рассказать людям о том, из чего состоит Земля.

Косвенные данные

Но это - то, что касается опытных и визуальных знаний о строении планеты. А вот при помощи науки сейсмологии (изучение землетрясений) и геофизики ученые проникают в глубины бесконтактно, анализируя сейсмические волны и их распространение. Эти данные рассказывают нам о свойствах веществ, находящихся глубоко под землей. Ведется изучение строения планеты и при помощи искусственных спутников, которые пребывают на орбите.

Из чего состоит планета Земля

Внутреннее строение планеты неоднородное. Сегодня учеными-исследователями установлено, что внутри состоит из нескольких частей. В середине находится ядро. Далее - мантия, которая огромна и составляет примерно пять шестых всей Наружная кора представлена тонким слоем, покрывающим сферу. Эти три составные части, в свою очередь, также не совсем однородны и имеют особенности строения.

Ядро

Из чего состоит ядро земли? Ученые выдвигают несколько версий состава и происхождения центральной части планеты. Самая популярная: ядро представляет собой железо-никелевый расплав. Ядро делится на несколько частей: внутреннее - твердое, внешнее - жидкостное. Оно очень тяжелое: составляет более трети общей массы планеты (для сравнения, его объем составляет лишь 15%). По мнению ученых, оно формировалось постепенно, с течением времени, а железо и никель высвобождались из силикатов. В настоящее время (в 2015-м) ученые из Оксфорда предложили версию, согласно которой ядро состоит из радиоактивного урана. Этим, кстати, они объясняют и повышенную теплоотдачу планеты, и существование магнитного поля до сего времени. В любом случае, информация, из чего состоит ядро Земли, может быть получена только гипотетически, так как опытные образцы современной науке недоступны.

Мантия

Из чего состоит Сразу следует оговориться, что, как и в случае с ядром, ученым еще не довелось ни разу добраться до нее. Поэтому изучение ведется также при помощи теорий и гипотез. В последние годы, правда, японскими исследователями ведется бурение на дне океана, где до мантии останется «всего-то» 3000 км. Но пока еще результаты не озвучиваются. А составляют мантию, по мнению ученых, силикаты - породы, насыщенные железом и магнием. Они пребывают в расплавленном жидком состоянии (температура достигает 2500 градусов). А еще в состав мантии, как ни странно, входит и вода. Там ее очень много (если выплеснуть всю внутреннюю воду на поверхность, то уровень мирового океана поднялся бы на 800 метров).

Земная кора

Она занимает всего чуть более процента планеты по объему и чуть менее - по массе. Но, несмотря на ее малый вес, кора земли имеет для человечества очень важное значение, ведь именно на ней и проживает все живое на Земле.

Сферы Земли

Известно, что возраст нашей планеты составляет примерно 4,5 миллиарда лет (ученые выяснили это при помощи радиометрических данных). При изучении Земли выявлено несколько присущих ей оболочек, названных геосферами. Они различаются и по своему химическому составу, и по физическим свойствам. Гидросфера включает в себя всю имеющуюся на планете воду в различных ее состояниях (жидкое, твердое, газообразное). Литосфера - каменная оболочка, плотно опоясывающая Землю (от 50 до 200 км толщиной). Биосфера - все живое на планете, включая и бактерии, и растения, и людей. Атмосфера (от древнегреческого «атмос», что означает пар) - воздушная без которой было бы невозможно существование жизни.

Из чего состоит атмосфера Земли

Внутренняя часть этой важнейшей для жизни оболочки примыкает к и представляет собой газообразную субстанцию. А внешняя - граничит с космическим околоземным пространством. Она определяет погоду на планете, и по своему составу также не однородна. Из чего состоит атмосфера Земли? Современные ученые с точностью могут определить ее составляющие. Азота в процентном отношении - более 75%. Кислорода - 23%. Аргона - чуть более 1 процента. Совсем понемногу: углекислого газа, неона, гелия, метана, водорода, ксенона и некоторых других веществ. Содержание воды в колеблется от 0,2% до 2,5% в зависимости от климатического пояса. Содержание углекислого газа также непостоянно. Некоторые характеристики современной атмосферы Земли напрямую зависят от промышленной деятельности человека.

У земного шара есть несколько оболочек: — воздушная оболочка, — водная оболочка, — твердая оболочка.

Третья за отдаленностью от Солнца планета- Земля имеет радиус 6370 км, среднюю плотность- 5,5 г/см2. Во внутреннем строении Земли принято различать следующие слои:

земная кора — верхний слой Земли, в котором могут существовать живые организмы. Толщина земной коры может быть от 5 до 75 км.

мантия — твердый слой, который находится ниже земной коры. Его температура достаточно высока, однако вещество находится в твердом состоянии. Толщина мантии порядка 3 000 км.

ядро — центральная часть земного шара. Его радиус приблизительно 3 500 км. Температура внутри ядра очень высока. Считается, что ядро состоит в основном из расплавленного металла,
предположительно — железа.

Земная кора

Выделяют два основных типа земной коры — континентальный и океанический, плюс промежуточный, субконтинентальный.

Земная кора тоньше под океанами (около 5 км) и толще — под материками (до 75 км.). Она неоднородна, различают три слоя: базальтовый (залегает ниже всего), гранитный и осадочный (верхний). Континентальная кора состоит из трех слоев, тогда как в океанической гранитный слой отсутствует. Земная кора формировалась постепенно: сначала был сформирован базальтовый слой, затем — гранитный, осадочный слой продолжает формироваться и в настоящее время.

— вещество, из которого состоит земная кора. Горные породы подразделяются на следующие группы:

1. Магматические горные породы. Они образуются при затвердевании магмы в толще земной коры или на поверхности.

2. Осадочные горные породы. Они образуются на поверхности, формируются из продуктов разрушения или изменения других пород, биологических организмов.

3. Метаморфические горные породы. Они образуются в толще земной коры из других горных пород под действием определенных факторов: температуры, давления.

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.

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 (FeFe 2 O 4), гематит (Fe 2 O 3), ильменит (FeTiO 2), пирротин (Fe 1-2 S) 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.

Вспомните! Что вы знаете о внутреннем строении Земли, о типах строения земной коры? Что такое платформы и геосинклинали? В чем различия древних и молодых платформ? По карте «Строение земной коры» в атласе «География материков и океанов» определите закономерности расположения древних платформ и складча­тых поясов разного возраста. Что вы знаете о рельефе, горах и равнинах, под влиянием каких процессов формируется рельеф Земли?

Земля имеет сложное внутреннее строение. О строении Земли судят главным образом на основании сейсмических данных - по скорости прохождения волн, возникающих при землетрясениях. Непосредственные наблюдения возможны лишь на небольшую глу­бину: самые глубокие скважины прошли чуть более 12 км земной толщи (Кольская сверхглубокая).

В строении Земли выделяют три основных слоя (рис. 15): земную кору, мантию и ядро.

Рис. 15. Внутреннее строение Земли:

1 - земная кора, 2 - мантия, 3 - астеносфера, 4 - ядро

Земная кора в масштабе Земли это тонкая пленка. Ее средняя мощность около 35 км.

Мантия распространяется до глубины 2900 км. Внутри мантии на глубине 100-250 км под континентами и 50-100 км под океанами начинается слой повышенной пластичности вещества, близ­кой к плавлению, так называе­мая астеносфера. Подошва астеносферы находится на глубинах порядка 400 км. Земная кора вместе с верх­ним твердым слоем мантии над астеносферой называет­ся литосферой (от греч. lithos - камень). Литосфера в отличие от астеносферы относительно хрупкая обо­лочка. Она разбита глубинными разломами на крупные блоки, называемые литосферньши плитами. Плиты медленно перемеща­ются по астеносфере в горизонтальном направлении.

Ядро находится на глубинах от 2900 до 6371 км, т. е. радиус ядра занимает более половины радиуса Земли. Предполагают, по данным сейсмологии, что во внешней части ядра вещества нахо­дятся в расплавленном подвижном состоянии и что в нем из-за вращения планеты возникают электрические токи, которые созда­ют магнитное поле Земли; внутренняя часть ядра - твердая.

С глубиной нарастает давление и температура, которая в ядре, по расчетам, около 5000°С.

Слои Земли имеют разный вещественный состав, что связывают с дифференциацией первичного холодного вещества планеты в условиях его сильного разогрева и частичного расплавления. Предполагают, что при этом более тяжелые элементы (железо, никель и др.) «тонули», а относительно легкие (кремний, алюми­ний) «всплывали». Первые образовали ядро, вторые - земную ко­ру. Из расплава одновременно выделялись газы и пары воды, кото­рые сформировали первичную атмосферу и гидросферу.

Возраст Земли и геологическое летосчисление

Абсолютный возраст Земли, по современным представлениям, принимается равным 4,6 млрд. лет. Возраст древнейших пород Земли - гранито-гнейсов, обнаруженных на суше, около 3,8- 4,0 млрд. лет.

О событиях геологического прошлого в их хронологической последовательности дает представление единая международная геохронологическая шкала (табл. 1). Ее основными временными подразделениями являются эры: архейская, протерозойская, пале­озойская, мезозойская, кайнозойская. Древнейший интервал геологического времени, включающий архей и протерозой, называ­ется докембрием. Он охватывает громадный период времени - почти 90 % всей геологической истории Земли. Далее выделена палеозойская («древняя жизнь») эра (от 570 до 225-230 млн. лет назад), мезозойская («средняя жизнь») эра (от 225-230 до 65-67 млн. лет назад) и кайнозойская («новая жизнь») эра (от 65-67 млн. лет назад до наших дней). Внутри эр выделяются меньшие временные отрезки - периоды.

Н. Келдер в книге «Беспокойная Земля» (М., 1975) для наг­лядного представления о геологическом времени дает такое инте­ресное сравнение: «Если мы условно примем мегастолетие (10 8 лет) за один год, то возраст нашей планеты окажется равным 46 годам. О первых семи годах ее жизни биографам ничего не известно. Сведения же, относящиеся к более позднему «детству», зафиксированы в древнейших породах Гренландии и Южной Аф­рики... Большая часть сведений из истории Земли, в том числе и о таком важном моменте, как возникновение жизни, относится к последним шести годам... До 42-летнего возраста ее континенты были практически безжизненны. На 45-м году жизни-всего лишь год назад - Земля украсилась пышной растительностью. В то время среди

Таблица 1.

Геохронологическая шкала

животных господствовали гигантские рептилии, в частности динозавры. Примерно на этот же период приходится и начало распада последнего гигантского суперконтинента.

Динозавры исчезли с лика Земли восемь месяцев назад. На смену им пришли более высокоорганизованные животные - млеко­питающие. Где-то в середине прошлой недели на территории Африки произошло превращение некоторых человекообразных обезьян в обезьяноподобных людей, а в конце той же недели на Землю обрушилась серия последних грандиозных оледенении. Про­шло немногим более четырех часов с тех пор, как новый род высокоорганизованных животных, известный в дальнейшем как Homo sapiens, начал добывать себе пропитание охотой на диких зверей; и всего лишь час насчитывает его опыт ведения сельского хозяйства и переход к оседлому образу жизни. Расцвет же инду­стриальной мощи человеческого общества приходится на послед­нюю минуту...».

Состав и строение земной коры

Земная кора состоит из магматических, осадочных и метамор­фических горных пород. Магматические породы образуются при извержении магмы из глубинных зон Земли и ее затвердении. Если магма внедряется в земную кору и медленно застывает в условиях высокого давления на глубине, образуются интрузивные горные породы (гранит, габбро и др.), при излиянии ее, и быст­ром застывании на поверхности - эффузивные (базальт, вулкани­ческий туф и др.). С магматическими породами связаны многие полезные ископаемые: титано-магниевые, хромовые, медно-никелевые и другие руды, апатиты, алмазы и др.

Осадочные породы образуются непосредственно на земной по­верхности разными путями: либо за счет жизнедеятельности орга­низмов - органогенные породы (известняк, мел, каменный уголь и др.), либо при разрушении и последующем отложении разных горных пород - обломочные породы (глина, песок, валунные су­глинки и др.), либо за счет химических реакций, происходящих обычно в водной среде, - породы химического происхождения (бокситы, фосфориты, соли, руды некоторых металлов и др.). Многие осадочные породы являются ценными полезными иско­паемыми: нефть, газ, угли, торф, бокситы, фосфориты, соли, руды железа и марганца, разнообразные строительные материалы и др.

Метаморфические породы возникают в результате изменения (метаморфизма) различных горных пород, оказавшихся на глу­бине, под влиянием высоких температур и давления, а также горячих растворов и газов, поднимающихся из мантии (гнейс, мрамор, кристаллические сланцы и др.). В процессе метаморфизма горных пород образуются разнообразные полезные ископаемые: железные, медные, полиметаллические, урановые и другие руды, золото, графит, драгоценные камни, огнеупоры и т. д.

Земная кора сложена в основном кристаллическими породами магматического и метаморфического происхождения. Однако она неоднородна по составу, строению и мощности. Различают два основных типа земной коры: материковую и океанскую. Первая свойственна материкам (континентам), включая их подводные окраины до глубины 3,5-4,0 км ниже уровня Мирового океана, вторая - океаническим котловинам (ложу океана).

Материковая земная кора состоит из трех слоев: осадочного мощностью 20-25 км, гранитного (гранитно-гнейсового) и ба­зальтового. Ее общая мощность около 60-75 км в горных райо­нах, 30-40 км - на равнинах.

Океанская земная кора тоже трехслойная. Сверху залегает маломощный (в среднем около 1 км) слой рыхлых морских осадков кремнисто-карбонатного состава. Под ним слой из базаль­товых лав. Гранитного слоя между осадочным и базальтовым слоями нет (в отличие от материковой коры), что подтверждается многочисленными буровыми скважинами. Третий слой (по данным драгировок) состоит из магматических пород - преимущественно габбро. Общая мощность океанской земной коры в среднем 5- 7 км. Местами на дне Мирового океана (обычно вдоль крупных разломов) на поверхность выступают даже породы верхней мантии.Ими же сложен остров Сан-Паулу у берегов Бра­зилии.

Таким образом, океанская кора и по составу, и по мощности, а также по возрасту (она не старше 160-180 млн. лет) существен­но отличается от материковой. Наряду с этими двумя основными типами земной коры существует несколько вариантов коры пере­ходного типа.

Материки, включая их подводные окраины, и океаны являются самыми крупными структурными элементами земной коры. В их пределах основная площадь принадлежит спокойным платформен­ным участкам, меньшая - подвижным геосинклинальным поясам (геосинклиналям). Эволюция структуры земной коры шла в основ­ном от геосинклиналей к платформам. Но частично этот процесс оказывается обратимым за счет образования рифтов (rift - англ., трещина, разлом) на платформах, их дальнейшего раскры­тия (например, Красное море) и превращения в океан.

Геосинклинали - обширные подвижные сильно расчлененные участки земной коры с разнообразными по интенсивности и на­правленности тектоническими движениями. В развитии геосинкли­налей различают два крупных этапа.

Первый - основной по продолжительности этап - характери­зуется погружением и морским режимом. При этом в глубоком морском бассейне, предопределенном глубинными разломами, на­капливается мощная (до 15-20 км) толща осадочных и вулкани­ческих горных пород. Излияние лав, а также внедрение и застыва­ние на разных глубинах магмы наиболее характерно для внутрен­них частей геосинклиналей. Здесь же энергичнее проявляется и метаморфизм, а впоследствии складчатость. В окраинных частях геосинклинали накапливаются преимущественно осадочные толщи, магматизм ослаблен или даже отсутствует.

Второй этап развития геосинклиналей - меньший по продол­жительности - характеризуется интенсивными восходящими дви­жениями, которые новейшие тектонические гипотезы связывают со сближением и столкновением литосферных плит. Из-за бокового давления происходит энергичное смятие пород в сложные складки и внедрение магмы с образованием главным образом гранита. При этом первичная тонкая океанская кора, благодаря различным де­формациям горных пород, магматизму, метаморфизму и другим процессам, превращается в более сложную по составу, мощную и жесткую континентальную (материковую) земную кору. В резуль­тате поднятия территории море отступает, сначала образуются архипелаги вулканических островов, а потом сложная складчатая горная страна.

В дальнейшем на протяжении десятков - сотен миллионов лет горы разрушаются, участок земной коры на значительной площади покрывается чехлом осадочных пород и превращается в плат­форму.

Платформы - обширные наиболее устойчивые, преимущест­венно равнинные блоки земной коры. Обычно они имеют непра­вильную многоугольную форму, обусловленную крупными разло­мами. Платформы обладают типично континентальной или океаниче­ской земной корой, и соответственно разделяются на материковые и океанские. Им отвечают основные, равнинные ступени рельефа земной поверхности на суше и дне океана. Материковые плат­формы имеют двухъярусное строение. Нижний ярус называют фун­даментом. Он состоит из смятых в складки метаморфических пород, пронизанных застывшей магмой, разбит разломами на блоки. Фундамент сформировался в геосинклинальный этап раз­вития. Верхний ярус - осадочный чехол - сложен преимущест­венно осадочными породами более позднего возраста, залегаю­щими относительно горизонтально. Формирование чехла соответ­ствует платформенному этапу развития.

Участки платформ, где фундамент погружен на глубину под осадочный чехол, называют плитами. Они занимают основную площадь на платформах. Места выхода кристаллического фунда­мента на поверхность называются щитами. Различают древние и молодые платформы. Они отличаются, прежде всего, возрастом складчатого фундамента: у древних платформ он образовался в докембрии, более 1,5 млрд. лет тому назад, у молодых - в пале­озое.

На Земле имеется девять крупных древних докембрийских платформ. Севере- Американская, Восточно-Европейская и Сибир­ская платформы образуют северный ряд, Южно-Американская, Африкано- Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антаркти­ческая - южный ряд. До середины мезозоя платформы южного ряда были частью единого суперконтинента Гондвана. Промежу­точное положение занимает Китайская платформа. Существует мнение, что все древние платформы являются обломками огром­ного единого докембрийского массива континентальной коры - Пангеи.

Древние платформы - наиболее устойчивые глыбы в составе материков, поэтому являются их основой, жестким остовом. Они разделены пятью геосинклинальными поясами, возникшими в конце докембрия в связи с расколом Пангеи. Три из них - Севе-ро-Атлантический, Арктический и Урало-Охотский- завершили свое развитие в основном в палеозое. Два - Средиземноморский (Альпийско-Гималайский) и Тихоокеанский - частично продол­жают свое развитие и в современную эпоху.

В пределах геосинклинальных поясов различные его части за­вершали свое развитие в разные тектонические эпохи. В геологиче­ской истории последнего миллиарда лет выделяют несколько тектонических циклов (эпох): байкальский цикл, приуроченный к концу протерозоя - началу палеозоя (1000-550 млн. лет в абсо­лютном летосчислении), каледонский - ранний палеозой (550- 400 млн. лет), герцинский -поздний палеозой (400-210 млн. лет), мезозойский (210-100 млн. лет) и кайнозойский, или аль­пийский (100 млн. лет - до настоящего времени). Соответственно на суше выделяют области байкальской, каледонской, герцинской, мезозойской и кайнозойской (альпийской) складчатостей. Неред­ко их называют байкальскими, каледонскими и другими склад­чатыми поясами.

Условия залегания пород в пределах земной коры отражены на обзорной тектонической карте мира. На ней выделены площади, формирование складчатой структуры которых завершилось в раз­ные этапы складчатости. Они лучше изучены и более достоверно показаны в пределах суши. Древние платформы и обрамляющие их складчатые пояса (области) разного возраста изображены оп­ределенными цветами. Древние платформы (девять крупных и несколько мелких) окрашены в красноватые тона: более яркие - на щитах, менее" яркие - на плитах. Области байкальской склад­чатости показаны сине-голубым цветом, каледонской - сирене­вым, герцинской - коричневым, мезозойской - зеленым и кайно­зойской - желтым цветом.

В областях байкальской, каледонской и герцинской складчато­стей горные сооружения в дальнейшем были существенно раз­рушены. На значительных площадях их складчатые структуры оказались покрытыми сверху континентальными и мелководно-морскими осадочными породами, приобрели устойчивость. В релье­фе они выражены равнинами. Это так называемые молодые плат­формы (например, Западно-Сибирская, Туранская и др.). На тек­тонической карте они изображаются более светлыми оттенками основного цвета того складчатого пояса, в пределах которого на­ходятся. Молодые платформы в отличие от древних не образуют изолированных массивов, а причленяются к древним плат­формам.

Из сопоставления физической и тектонической карт мира следует, что горы в основном соответствуют подвижным складчатым поясам разного возраста, равнины - древним и молодым плат­формам.

Понятие о рельефе. Геологические рельефообразующие процессы

Современный рельеф - совокупность неровностей земной по­верхности разного масштаба. Их называют формами рельефа. Рельеф сформировался в результате взаимодействия внутренних (эндогенных) и внешних (экзогенных) геологических процессов.

Формы рельефа различны по размерам, строению, происхож­дению, истории развития и т. д. Различают выпуклые (положи­тельные) формы рельефа (горный хребет, возвышенность, холм и др.) и вогнутые (отрицательные) формы (межгорная котловина, низменность, овраги и др.).

Крупнейшие формы рельефа - материки и океанические впа­дины и крупные формы - горы и равнины образовались прежде всего за счет деятельности внутренних сил Земли. Средние по раз­мерам и мелкие формы рельефа - речные долины, холмы, овраги, барханы и другие, наложенные на более крупные формы, созда­ны различными внешними силами.

В основе геологических процессов лежат разные источники энергии. Источником внутренних процессов является тепло, обра­зующееся при радиоактивном распаде и гравитационной диффе­ренциации веществ внутри Земли. Источник энергии внешних про­цессов - солнечная радиация, превращающаяся на Земле в энер­гию воды, льда, ветра и т. д.

Внутренние (эндогенные) процессы

С внутренними процессами связаны различные тектонические движения земной коры, создающие основные формы рельефа Зем­ли, магматизм, землетрясения. Тектонические движения прояв­ляются в медленных вертикальных колебаниях земной коры, в образовании складок горных пород и разломов.

Медленные вертикальные колебательные движения - поднятия и опускания земной коры - совершаются непрерывно и повсе­местно, сменяясь во времени и пространстве на протяжении всей геологической истории. Они свойственны платформам. С ними свя­зано наступление моря и соответственно изменение очертаний материков и океанов. Например, в настоящее время медленно под­нимается Скандинавский полуостров, но опускается южное побе­режье Северного моря. Скорость этих движений до нескольких миллиметров в год.

Под складчатыми тектоническими нарушениями пластов гор­ных пород подразумеваются изгибы слоев без нарушения их сплошности. Складки различаются по размерам, причем мелкие нередко осложняют крупные, по форме, по происхождению и т. д.

К разрывным тектоническим нарушениям пластов горных по­род относятся разломы. Они могут быть различными по глубине (либо в пределах земной коры, либо рассекать ее и уходить в ман­тию до 700 км), по протяженности, длительности развития, без смещения участков земной коры или со смещением блоков земной коры в горизонтальном и вертикальном направлениях и т. д.

Складчатые и разрывные деформации (нарушения) пластов земной коры на фоне общего тектонического поднятия территории приводят к образованию гор. Поэтому складчатые и разрывные движения объединяют под общим названием орогенических (от греч. ого - гора, genos - рождение), т. е. движений, создающих горы (орогены).

При горообразовании темпы поднятия всегда интенсивнее про­цессов разрушения и сноса материала.

Складчатые и разрывные тектонические движения сопровожда­ются, особенно в горах, магматизмом, метаморфизмом горных пород и землетрясениями.

Магматизм связан прежде всего с глубинными разломами, пе­ресекающими земную кору и уходящими в мантию. В зависимости от степени проникновения магмы из мантии в земную кору он под­разделяется на два типа: интрузивный, когда магма, не достигая поверхности Земли, застывает на глубине, и эффузивный, или вул­канизм, когда магма прорывает земную кору и изливается на зем­ную поверхность. При этом из нее выделяется много газов, перво­начальный состав изменяется, и она превращается в лаву. Состав лав весьма разнообразен. Излияния происходят либо по трещинам (этот тип извержения преобладал на первоначальных этапах фор­мирования Земли), либо через узкие каналы на пересечении раз­ломов, называемые жерлами.

При трещинных излияниях образуются обширные лавовые пок­ровы (на плато Декан, на Армянском и Эфиопском нагорьях, на Среднесибирском плоскогорье и т.д.). В историческое время зна­чительные излияния лав происходили на Гавайских островах, в Исландии, они весьма характерны для срединно-океанических хребтов.

Если магма поднимается по жерлу, то при излияниях, обычно многократных, образуются возвышения - вулканы с воронкообраз­ным расширением наверху, называемым кратером. Большинство вулканов имеет конусовидную форму и состоит из рыхлых продук­тов извержений, переслаивающихся с застывшей лавой. Например, Ключевская Сопка, Фудзияма, Эльбрус, Арарат, Везувий, Кракатау, Чимбарасо и др. Вулканы делятся на действующие (их более 600) и потухшие. Большинство действующих вулканов расположе­но среди молодых гор кайнозойской складчатости. Много их и вдоль крупных разломов в тектонически подвижных областях, в том числе на дне океанов вдоль осей срединно-океанических хреб­тов. Вдоль побережья Тихого океана располагается основная зона вулканов - Тихоокеанское огненное кольцо, где более 370 дейст­вующих вулканов (на востоке Камчатки и др.).

В местах затухания вулканической деятельности характерны горячие источники, в том числе периодически фонтанирующие - гейзеры, выбросы газов из кратеров и трещин, которые свидетель­ствуют об активных процессах в глубине недр.

Вулканические извержения позволяют ученым заглянуть на де­сятки километров в глубь Земли, понять тайны образования мно­гих видов полезных ископаемых. Сотрудники вулканологических.станций несут круглосуточную вахту, чтобы своевременно предска­зать начало извержений вулканов и предупредить связанные с ни­ми стихийные бедствия. Обычно наибольший ущерб приносят не столько потоки лавы, сколько грязевые потоки. Они возникают вследствие быстрого таяния ледников и снега на вершинах вулканов и ливневых осадков из мощных облаков на свежий вулканический «пепел», состоящий из обломков и пыли. Скорость движения пото­ков грязи может достигать 70 км/ч и распространяться на рас­стояние до 180 км. Так, в результате извержения вулкана Руис в Колумбии 13 ноября 1985 г. лава растопила сотни тысяч кубиче­ских метров снега. Образовавшиеся грязевые потоки поглотили город Армеро с населением 23 тыс. человек.

С эндогенными процессами связаны также землетрясения - внезапные подземные удары, сотрясения и смещения пластов и блоков земной коры. Очаги землетрясений приурочены к зонам разломов. В большинстве случаев центры землетрясений находятся на глубине первых десятков киломеров в земной коре. Однако иногда они лежат в верхней мантии на глубине до 600-700 км, например вдоль побережья Тихого океана, в Карибском море и других районах. Возникающие в очаге упругие волны, достигая поверхности, вызывают образование трещин, колебание ее вверх - вниз, смещение в горизонтальном направлении. Так, вдоль наибо­лее изученного разлома Сан-Андреас в Калифорнии (длина более 1000 км, проходит вдоль Калифорнийского залива до г. Сан-Фран­циско) общее горизонтальное смещение пород с момента его зало­жения в юре до настоящего времени оценивается в 580 км. Сред­няя скорость смещения сейчас до 1,5 см/год. С ним связаны час­тые землетрясения. Интенсивность землетрясений оценивается по двенадцатибалльной шкале на основании деформаций слоев Зем­ли и степени повреждения зданий. Ежегодно на Земле регистри­руют сотни тысяч землетрясений, т. е. мы живем на беспокойной планете. При катастрофических землетрясениях в считанные секунды изменяется рельеф, в горах происходят обвалы и ополз­ни, разрушаются города, гибнут люди. Землетрясения на побе­режьях и дне океанов вызывают волны - цунами. К числу ката­строфических землетрясений последних десятилетий относятся: Ашхабадское (1948), Чилийское (I960), Ташкентское (1966), в Мехико (1985), Армянское (1988). Извержения вулканов тоже сопровождаются землетрясениями, но эти землетрясения носят ограниченный характер.

Внешние (экзогенные) процессы

На рельеф земной поверхности помимо внутренних процессов одновременно воздействуют и различные внешние силы. Деятель­ность любого внешнего фактора складывается из процессов раз­рушения и сноса пород (денудация) и отложения материала в понижениях (аккумуляция). Этому предшествуетвыветривание - процесс разрушения горных пород под влиянием резкого колеба­ния температур и замерзания воды в трещинах породы, а также химического изменения их состава под влиянием воздуха и воды, содержащей кислоты, щелочи и соли. В выветривании принимают участие и живые организмы. Выделяют два основных вида вывет­ривания: физическое и химическое. В результате выветривания горных пород образуются рыхлые отложения, удобные для пере­мещения водой, льдом, ветром и т. д.

Главнейшим внешним процессом на земной поверхности явля­ется деятельность текучейводы. Она практически повсеместна, за исключением полярных районов и гор, покрытых ледниками, и ограничена в пустынях. За счет текучей воды происходит общее понижение поверхности под влиянием сноса почвы и горных по­род, образуются такие эрозионные формы рельефа, как овраги, балки, речные долины, а также аккумулятивные формы - конусы выноса балок и оврагов, дельты рек.

Овраги - вытянутые углубления с крутыми незадернованными склонами и растущей вершиной. Создаются они временными во­дотоками. Их образованию помимо природных факторов (наличия склонов, легко размываемых грунтов, обильных осадков, бурного снеготаяния и др.) способствует человек своей нерациональной дея­тельностью (сведение лесов и лугов, распашка склонов, особенно сверху вниз, и др.).

Балки в отличие от оврагов прекратили свой рост, склоны их обычно менее крутые, занятые лугами и лесами. Овражно-балочный рельеф весьма характерен для Среднерусской, Приволжской и других возвышенностей. Он господствует на Высоких равнинах в США, на плато Ордос в Китае и др. Овраги и балки создают трудности для сельскохозяйственного освоения территории, до­рожного и иного строительства, понижают уровень грунтовых вод, вызывают другие негативные следствия.

В горах большой разрушительной силой обладают временные грязе-каменные потоки, называемые селями. Содержание твердого материала в них может достигать 75 % общей массы потока. Сели перемещают к подножиям гор огромное количество обломочного материала. С селями связаны катастрофические разрушения селе­ний, дорог, плотин.

Большую постоянную, разрушительную работу, как в горах, так и на равнинах производятреки. В горах, используя межгорные долины и тектонические разломы, они образуют глубокие узкие речные долины с крутыми склонами типа ущелий, на которых раз­виваются различные склоновые процессы, снижающие горы. На равнинах реки тоже производят активную работу, подмывая скло­ны и расширяя долину до десятков километров в ширину. В отли­чие от горных рек у них есть пойма. Склоны речных долин на равнинах обычно имеют надпойменные террасы - прежние пой­мы, свидетельствующие о периодическом врезании рек. Поймы и русла рек служат теми уровнями, к которым «привязаны» овраги и балки. Поэтому понижение их вызывает рост и врезание овра­гов, увеличение крутизны прилегающих к ним склонов, смыв почв и т. д.

Поверхностные текучие воды на протяжении длительного гео­логического времени способны произвести грандиозную разруши­тельную работу в горах и на равнинах. Именно с ними в первую очередь связано образование равнин на месте некогда горных стран.

Определенную разрушительную работу в горах и на равнинах производятледники. Они занимают около 11 % суши. Более 98 % современного оледенения приходится на покровные ледники Ан­тарктиды, Гренландии и полярных островов и только около 2 % на горные ледники. Мощность покровных ледников до 2-3 км и бо­лее. В горах ледники занимают плоские вершины, понижения на склонах и межгорные долины. Долинные ледники удаляют с гор весь тот материал, который поступает на его поверхность со скло­нов, и тот, который он выпахивает при движении по подледному ложу. Транспортируемый ледником материал в виде несортиро­ванного суглинка и супеси с валунами, так называемой морены, откладывается у края ледника, а потом реками, начинающимися у края ледников, выносится к подножию гор.

Во время максимального четвертичного оледенения площадь ледников на равнинах была в три раза больше, чем сейчас, а гор­ные ледники в субполярных и умеренных широтах спускались до подножий.

Во время четвертичных оледенений центрами и областями лед­никового сноса были Скандинавские горы, Полярный Урал, север Скалистых гор, а также возвышенности Кольского полуострова, Карелии, полуострова Лабрадор и др. Здесь встречаются отполи­рованные ледником выступы твердых кристаллических пород в виде холмов, которые называют бараньими лбами, продолговатые по направлению движения ледника котловины выпахивания и др. Южнее, на расстоянии 1000-2000 км от центров оледенений, располагаются области ледниковых наносов в виде беспорядочных холмистых и грядовых нагромождений, сохранившихся до настоя­щего времени. Следовательно, на равнинах покровные ледники производили не только разрушительную, но и созидательную ра­боту.

Ветер - повсеместный фактор на Земле. Однако полнее всего его разрушительная и созидательная работа проявляется в пусты­нях. Там сухо, почти отсутствует растительность, много рыхлых сыпучих частиц - продуктов интенсивного физического выветри­вания, обусловленного резким перепадом температур в течение суток. Формы рельефа, созданные ветром, называются эоловыми (по имени греческого бога Эола - повелителя ветров). В каменис­тых пустынях ветер не только выдувает мелкие частицы, обра­зующиеся за счет процессов разрушения. Ветропесчаный поток обтачивает скалы, придает им причудливые формы и в конце кон­цов разрушает их и выравнивает поверхность.

В песчаных пустынях ветер образует барханы - холмы серпо­видной формы, движущиеся со скоростью до 50 м/год, а также гряды, бугры и другие эоловые формы, закрепленные растительно­стью. На побережьях морей и рек дневной бриз образует песча­ные холмы - дюны (например; на побережье Бискайского залива во Франции, по южному побережью Балтийского моря, где они заросли сосновыми лесами и вереском).

В распаханных степных и полупустынных районах с неустойчи­вым увлажнением нередки пыльные бури, во время которых верхний слой почвы вместе с семенами, иногда и всходами -срывается сильными ветрами и переносится на десятки километров от места сноса и откладывается перед препятствиями или в понижениях, где стихает сила ветра.

Определенную лепту в изменение земной поверхности вносят подземные воды, растворяя некоторые горные породы, вечная мерзлота, волноприбойная деятельность на морских побережьях, а также человек.

Таким образом, рельеф Земли формируется за счет внутрен­них и внешних сил - вечных антагонистов. Внутренние процессы создают основные неровности на поверхности Земли, а внешние процессы за счет разрушения выпуклых форм и накопления ма­териала в вогнутых формах стремятся их уничтожить, выровнять земную поверхность.

1. Строение Земли

Земля по своей форме близка к шару и подобна другим планетами Солнечной системы. Для неточных расчетов принимают, что Земля – шар с радиусом, равным 6370 (6371) км. Более точно фигура Земли – трехосный эллипсоид вращения , хотя ее форма не соответствует ни одной правильной геометрической фигуре. Иногда ее называют сфероидом . Считается, что она имеет форму геоида . Эта фигура получается, если провести воображаемую поверхность, которая совпадает с уровнем воды в океанах, под континенты.

Наибольшая глубина (Марианская впадина) – 11521 (11022) м; наибольшая высота (г. Эверест) – 8848 м.

На 70,8 % поверхность занята водами и только 29,2 % - сушей.

Размеры Земли можно охарактеризовать следующими цифрами:

Полярный радиус ~ 6 357 км. Экваториальный радиус ~ 6 378 км.

Сплюснутость - 1/298,3. Окружность по экватору ~ 40 076 км.

Поверхность Земли - 510 млн. км 2 . Объем Земли - 1 083 млрд. км 3 .

Масса Земли - 5,98.10 27 т Плотность – 5,52 см 3 .

Плотность увеличивается с глубиной: на поверхности – 2,66; 500 км – 3,33;. 800 км – 3,76; 1300 км – 5,00; 2500 км – 7,40; 500 км – 10,70; в центре – до 14,00 г/см 3 .

Рис.1. Схема внутреннего строения Земли

Земля состоит из оболочек (геосфер) – внутренних и внешних.

Внутренние геосферы – земная кора, мантия и ядро.

1. Земная кора . Мощность земной коры в различных районах Земного шара неодинакова. Под океанами она изменяется от 4 до 20 км, а под континентами – от 20 до 75 км. В среднем же для океанов ее мощность составляет 7…10 км, для континентов – 37…47 км. Средняя толщина (мощность) составляет всего 33 км. Нижняя граница земной коры определяется резким увеличением скорости распространения сейсмических волн и называется разделом Мохоровичича (юг. сейсмограф), где отмечено скачкообразное увеличение скорости распространения упругих (сейсмических) волн с 6,8 до 8,2 км/с. Синоним – подошва земной коры .

Кора имеет слоистое строение. В ней выделяют три слоя: осадочный (самый верхний), гранитный и базальтовый .

Мощность гранитного слоя увеличивается в молодых горах (Альпы, Кавказ) и достигает 25…30 км. В районах древней складчатости (Урал, Алтай) наблюдается уменьшение мощности гранитного слоя.

Базальтовый слой распространен повсеместно. Чаще базальты встречаются уже на глубине 10 км. В виде отдельных пятен они внедряются в мантию на глубине 70…75 км (Гималаи).

Границу раздела между гранитным и базальтовым слоем называют поверхностью Конрада (австр. геофизикКонрад В.), также характеризующаяся скачкообразным увеличением скорости прохождения сейсмических волн.

Выделяют два типа земной коры: континентальную (трехслойную) и океаническую (двухслойную). Граница между ними не совпадает с границей материков и океанов и проходит по дну океанов на глубинах 2,0…2,5 км.

Континентальный тип коры состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Мощность зависит от геологического строения района. На высоко поднятых участках кристаллических пород осадочный слой практически отсутствует. Во впадинах же его мощность достигает иногда 15…20 км.

Океанический тип коры состоит из осадочного и базальтового слоев. Осадочный слой покрывает практически все дно океанов. Мощность его колеблется в пределах сотен и даже тысяч метров. Базальтовый слой распространен также повсеместно под дном океанов. Мощность земной коры в океанических бассейнах неодинаковая: в Тихом океане она составляет 5…6 км, в Атлантическом – 5…7 км, в Северном Ледовитом – 5…12 км, в Индийском – 5…10 км.

Литосфера – каменная оболочка Земли, объединяющая земную кору, подкорковую часть верхней мантии и подстилаемая астеносферой (слой пониженной твердости, прочности и вязкости).

Таблица 1

Характеристика оболочек твердой Земли

2. Мантия (греч. покрывало, плащ) располагается на глубине 30…2900 км. Ее масса составляет 67,8 % массы Земли и более чем в 2 раза превышает массу ядра и коры, вместе взятых. Объем составляет 82,26 %. Температура поверхности мантии колеблется в интервале 150…1000 °С.

Мантия состоит из двух частей – нижней (слой D) с подошвой ~ 2900 км и верхней (слой B) до глубины 400 км. Нижняя мантия – Mn, Fe, Ni. В ней распространены ультраосновные породы, поэтому оболочку нередко называют перидотитовой или каменной. Верхняя мантия – Si, Mg. Она активна, содержит очаги расплавленных масс. Здесь зарождаются сейсмические и вулканические явления, горообразовательные процессы. Существует и переходной слой Голицына (слой С) на глубине 400…1000 км.

В верхней части мантии, подстилающей литосферу, находится астеносфера . Верхняя граница глубиной около 100 км под материками и около 50 км под дном океана; нижняя – на глубине 250…350 км. Астеносфера играет большую роль в происхождении эндогенных процессов, протекающих в земной коре (магматизм, метаморфизм и т.д.). По поверхности астеносферы происходит перемещение литосферных плит, создающих структуру поверхности нашей планеты.

3. Ядро Земли начинается с глубины 2900 км. Внутреннее ядро – твердое тело, внешнее ядро – жидкость. Масса ядра до 32 % массы Земли, а объем – до 16 %. Земное ядро почти на 90 % состоит из железа с примесью кислорода, серы, углерода и водорода. Радиус внутреннего ядра (слой G), состоящего из железо-никелевого сплава ~ 1200…1250 км, переходный слой (слой F) ~ 300…400 км, радиус внешнего ядра (слой E) ~ 3450…3500 км. Давление - около 3,6 млн. атм., температура - 5000 °С.

В отношении химического состава ядра существуют две точки зрения. Одни исследователи считают, что ядро, подобно железным метеоритам, состоит из Fe и Ni. Другие предполагают, что, аналогично мантии, ядро сложено силикатами Fe и Mg. Причем вещество находится в особом металлизированном состоянии (электронные оболочки частично разрушены).

Внешние геосферы – гидросфера (водная оболочка), биосфера (сфера жизнедеятельности организмов) и атмосфера (газовая оболочка).

Гидросфера покрывает земную поверхность на 70,8 %. Средняя мощность ее около 3,8 км, наибольшая – > 11 км. Образование гидросферы связано с дегазацией воды из мантии Земли. Она находится в тесной взаимосвязи с литосферой, атмосферой и биосферой. Общий объем гидросферы по отношению к объему земного шара не превышает 0,13 %. Более 98 % всех водных ресурсов Земли составляют соленые воды океанов, морей и др. Общий объем пресных вод равен 28,25 млн. км 3 или около 2 % всей гидросферы.

Таблица 2

Объем гидросферы

* – вода, подвергаемая активному водообмену

Биосфера (сфера жизнедеятельности организмов) связана с поверхностью Земли. Она находится в постоянном взаимодействии с литосферой, гидросферой и атмосферой.

Атмосфера. Верхней ее границей является высота (3 тыс. км), где плотность почти уравновешивается с плотностью межпланетного пространства. Химически, физически и механически воздействует на литосферу, регулируя распределение тепла и влаги. Атмосфера имеет сложное строение.

От поверхности Земли вверх она подразделяется на тропосферу (до 18 км), стратосферу (до 55 км), мезосферу (до 80 км), термосферу (до 1000 км) и экзосферу (сфера рассеивания). Тропосфера занимает около 80 % общей атмосферы. Ее мощность 8…10 км над полюсами, 16…18 км – над экватором. При средней для Земли годовой температуре + 14 о С на уровне моря у верхней границы тропосферы она падает до – 55 о С. У поверхности Земли наиболее высокая температура достигает 58 о С (в тени), а наиболее низкая падает до – 87 о С. В тропосфере происходят вертикальные и горизонтальные перемещения воздушных масс, во многом определяющие круговорот воды, теплообмен , перенос пылеватых частиц.

Магнитосфера Земли – самая внешняя и протяженная оболочка Земли, представляющая собой околоземное пространство, где напряженность земного электромагнитного поля превышает напряженность внешних электромагнитных полей. Магнитосфера имеет сложную, непостоянную по конфигурации форму и магнитный шлейф. Внешняя граница (магнитопауза) установлена на расстоянии ~ 100…200 тыс. км от Земли, где магнитное поле ослабевает и становится соизмеримой с космическим магнитным полем