74577

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Лекция

География, геология и геодезия

В твердом теле Земли выделяют три внутренние оболочки: центральную ядро промежуточную мантию наружную земную кору рис. Как внутренние так и внешние оболочки объединяют под общим названием геосфер Земли. История изучения внутреннего строения Земли насчитывает несколько столетий и тесно связана с развитием представлений о происхождении Солнечной системы.

Русский

2015-01-04

4.66 MB

3 чел.

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

 Земной шар не однороден по своему составу и строению. В твердом  теле  Земли  выделяют  три  внутренние  оболочки:  

- центральную— ядро,

- промежуточную — мантию

- наружную — земную кору (рис.1)  

Каменное  тело планеты окружено воздушной   водной оболочками   и   оболочкой    жизни,    соответственно    называемыми атмосферой,  гидросферой  и  биосферой.   Эти   оболочки   называют внешними. Как внутренние, так и внешние оболочки объединяют под общим названием геосфер Земли.

История изучения внутреннего строения Земли насчитывает несколько  столетий   и  тесно  связана   с   развитием   представлений о происхождении Солнечной системы. Долгое время существовало убеждение,   что   Земля - огненный   шар,   остывший  снаружи, но внутри заполненный расплавом. Такое предположение основывалось на гипотезах Канта-Лапласа, утверждавших первичное горячее состояние Земли, и подкреплялось явлениями вулканизма. В конце ХΙХ в., когда на службу геологии пришли геофизические методы, представления изменились. Глубокое зондирование с помощью сейсмических  волн  показало,  что  Земля -  твердый  шар, состоящий из оболочек. Сейсмические волны - упругие колебания, возникающие в горных породах при землетрясениях или искусственных взрывах, в средах с разной плотностью меняют скорость. Она  возрастает в  более  плотных породах  и резко  уменьшается в породах рыхлых. На границе разных сред скорость изменяется скачкообразно.   В  1896 г., по данным сейсмических исследований немецкого геофизика Э. Вихерта, была выделена промежуточная оболочка Земли - мантия. В 1910 г. югославским геофизиком А.Мохоровичичем на глубине около 50 км устанавливается граница между мантией и земной корой. Эту границу впоследствии назвали поверхностью Мохоровичича, сокращенно Мохо или граница М.

В 1912 г. русским ученым Б. Б. Голицыным в пределах верхней мантии был обнаружен слой размягченных пластичных пород, Его назвали астеносферой (греч. астенос - слабый). В этом же году немецким геофизиком Б. Гутенбергом на глубине 2900 км была зарегистрирована граница между ядром и мантией, а в 1936 г. датской исследовательницей И. Леманн установлена граница, отделяющая внутреннюю часть ядра от внешней. Так складывалась сейсмическая модель Земли. Один из вариантов этой модели, составленный А. П. Виноградовым, показан на рис. 2. На схеме выделены оболочки Земли и показано изменение в них давления, температуры и химического состава с глубиной. В табл. 1 приведены данные о внутренних зонах Земли в соответствии с моделью К. Буллена (модель А).

 ЯДРО. Это  наиболее плотная оболочка Земли. Большинство ученых считают, что его плотность от 10 до 12 г/см3. Резкие изменения в скорости сейсмических волн (уменьшение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с и исчезновение поперечных волн) дают повод предположить жидкое внешнее и твердое внутреннее (слои Е и F) ядро. Теоретические расчеты допускают температуру в центральной части ядра около 5000° С, а давление 343 ГПа. Происхождение ядра многие ученые объясняют дифференциацией первичной материи Земли, в процессе которой в центральной части планеты обособились наиболее тяжелые химические элементы, такие, как Fe, Ni, а более легкие сгруппировались в вышележащих оболочках. А.П.Виноградов принимает ядро Земли за родоначальное железо-никелевое астероидное тело, которое в процессе образования Земли обрастало более легкой каменной материей. Обе гипотезы согласуются с утверждениями большинства исследователей о том, что химический состав ядра соответствует составу железных матеоритов. Существует и другое предположение, согласно которому состав ядра и мантии одинаков. Разница заключается в том, что железо и магний в центральной части Земли находятся в металлизированном состоянии.

        

Рис. 1. Схема строения земного шара  (по А. Е. Меньчукову, 1977)     Рис. 2. Разрез земного шара (по А. П. Виноградову):

                                                                                                                            А — земная кора;  BCD — верхняя, средняя и нижняя   мантии;

                                                                                                                            Е,  F — внешнее и  внутреннее   ядро

                                                                                                                   

Таблица 1. Зоны Земли по К. Буллену

Зоны

Пределы глубин, км

Скорость волн, км/с

Плотность, г/см3

Давление, ГПа

(ГПа=109Па)

продольных

поперечных

Земная кора 

А

0—33

(5,57—7,6)

(3,36—3,7)

3,32

0,98

Раздел Мокоровичича

Мантия Земли 

В

33—410

7,8—9,0

4,4—5,0

3,64

13,7

 

С

410—1000

9,0—11,4

5,0—6,4

4,68

38,2

 

1000— 2700

11,4—13,6

6,5—7,3

 

2700—2900

13,6

7,3

5,69

134,7

Граница ядра

Внешнее ядро 

Е

2900—4980

8,1—10,4

Не на-

11,5

310,87

 

блюдались

Переходная зона 

4980—5120

10,4—9,5

Внутреннее ядро 

5120—6370

11,2—11,3

17,3

356,9

 МАНТИЯ.   Промежуточная   оболочка   Земли   сверху   ограничена поверхностью  Мохоровичича.   Нижняя   ее   граница,   или   граница Вихерта - Гутенберга, проходит на глубине 2900 км. Плотность вещества мантии с глубиной возрастает с 3,64 до 9,4 г/м3. По изменению скорости сейсмических волн в мантии выделяют три слоя: В, С и D, или верхний, средний и нижний. Верхняя мантия простирается до глубины 60 - 250 км, средняя — 800 - 950, нижняя - 2900 км. Ряд исследователей (Деменицкая, Магницкий и др.) объединяют слои  В и С в один слой под общим названием верхней мантии. Масса мантии в два раза превышает массу ядра и земной коры, вместе взятых, температура мантии на границе с ядром около 3000°С, давление   127,5-137,3 ГПа. 

Наиболее   изучена   верхняя  мантия.   Как показали исследования,   ее   вещество весьма  неоднородно.   Неоднородность   проявляется     в изменениях     плотности      в вертикальном     и     горизонтальном          направлениях. Вертикальная       неоднородность,   в  частности,   проявляется   в    чередовании   довольно  плотных  кристаллических   пород   (перидотитовый слой)  с размягченными пластичными породами астеносферы.       Астеносферный слой также неоднороден: под материками он тонок и прерывист, под отдельными участками в океанах, а также в зоне вулканических областей более выдержан, вещество астеносферы местами размягчено до жидкого состояния. Глубина залегания астеносферного слоя под континентами 100 - 200 км, под океанами 50- 60 км. Этот слой, понижающий скорость сейсмических волн, иначе называют волноводом. С ним связывают наземный вулканизм, землетрясения и некоторые другие геологические явления. Область горных пород, расположенную выше слоя пониженной плотности, характеризующуюся активными движениями, называют тектоносферой.

 ЗЕМНАЯ КОРА. Она ограничена сверху поверхностью Земли, снизу - поверхностью Мохоровичича. И та и другая неровные, с большими перепадами отметок. Мощность коры сильно уменьшается под океанами (до 5 км) и увеличивается под континентами (до 75 км). Земная кора изучена лучше, чем более глубокие слои Земли. Земную кору иногда неверно отождествляют с литосферой. Литосфера (греч. литос - камень, сфера - шар) - это наружная каменная оболочка Земли, состоящая из осадочных и подстилающих их кристаллических пород земной коры и верхней мантии. Нижняя граница литосферы проводится на уровне астеносферного слоя.

 Средства и методы познания недр Земли. В настоящее время наука располагает комплексом методов изучения недр, основанных на разных свойствах материи Земли: магнитных, гравитационных, электрических, тепловых и др.

Метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). Это ведущий метод в изучении глубин Земли. В его основе лежит поведение сейсмических волн на различных уровнях земных недр. С помощью сейсмических волн удается установить плотность вещества, его фазовое состояние, определить глубины границ оболочек Земли. Используют три типа сейсмических волн: продольные, поперечные и поверхностные. Они рождаются при подземных толчках, вызванных естественными или искусственными причинами.

Продольные волны передаются колебаниями частиц горных пород, направленными вдоль движения волны. По сравнению с другими типами сейсмических волн имеют наибольшую скорость распространения, обозначаются буквой Р (от лат. prima — первые), распространяются и в твердых, и в жидких средах.

Поперечные волны передаются колебаниями частиц, совершаемыми перпендикулярно направлению движения волны, распространяются только в твердых средах, обозначаются буквой S (от лат. sekunda — вторые).

Поверхностные волны возникают на границе разнородных сред у поверхности Земли. Отличаются от других сейсмических волн большой длиной, обозначаются буквой L (от лат. longa — длинные).

Сейсмичность Земли изучает наука сейсмология, в задачи которой помимо изучения глубинных недр входят поиски некоторых видов месторождений полезных ископаемых, таких, как нефть, природный газ и др. На рис. 3 показаны работы по сейсмическому зондированию глубин Земли. Сейсмические волны, образовавшиеся при искусственном взрыве, на границе слоев горных пород с разной плотностью испытывают преломление и частичное отражение и улавливаются сейсмоприемниками. Так устанавливается глубина залегания того или иного слоя горных пород.

Метод сопоставления скоростей сейсмических волн в земной коре со скоростями в образцах горных пород. Лабораторные исследования, проводимые с образцами горных пород в условиях, максимально, приближенных к большим глубинам (высокие температуры и давление), показывают, что скорости распространения сейсмических волн в некоторых магматических породах соответствуют скоростям сейсмических волн в нижних слоях земной коры и верхней мантии. На основе таких сопоставлений был сделан вывод, что под покровом осадочной толщи земной коры залегают породы, подобные гранитам и базальтам, а кристаллические породы верхней мантии близки по плотности к перидотитам.

Для изучения внутренних зон Земли применяются и другие геофизические методы — гравиметрические, магнитометрические, геотермические и т. д. Они используются преимущественно при изучении верхних толщ земной коры, а также при поисках месторождений полезных ископаемых.

Гравиметрические методы. Ими изучают свойства силы тяжести Земли. Как показали исследования, ускорение свободного  падения незначительно возрастает с глубиной и достигает максимума на границе мантии с ядром. В ядре оно понижается и в центре Земли равно нулю. Различная плотность горных пород и руд вызывает местные отклонения силы тяжести от нормальных или расчетных ее значений в верхних слоях земной коры. Эти отклонения, называемые гравитационными аномалиями, широко используются при поисках месторождений полезных ископаемых.

Магнитометрические методы. Они основаны на изучении магнитных свойств горных пород и руд. Магнитометрические исследования, проводимые последние десятилетия в области морского дна, выявили большое количество магнитных аномалий, изучение которых позволило сделать выводы об эволюции земной коры под океанами.

Геотермические методы. С их помощью обнаружены тепловые потоки, идущие из глубин Земли, установлено повсеместное возрастание температуры с глубиной, выявлено наличие на глубине термальных вод, вулканических очагов.

Геофизические методы пока имеют решающее значение в изучении больших глубин Земли.

Рис. 3. Схема сейсморазведочных работ методом отраженных волн:

а — искусственный взрыв, б — отраженные волны,   в – сейсмоприемникн

Сверхглубокое бурение. Несмотря на разнообразие геофизических методов, применяемых для изучения недр Земли, мы пока не можем дать ответа на многие интересующие нас вопросы. Не располагая образцами горных пород из нижних оболочек земной коры и мантии, трудно судить об их подлинном составе. О физических процессах, происходящих в глубоких зонах Земли, мы или  ничего не знаем, или имеем о них крайне скудные представления. Чтобы проверить результаты геофизических исследований, необходимо проникнуть на глубину с помощью инструмента. Такая задача может быть осуществлена путем проходки глубоких горных выработок, буровых скважин или проникновения в земную кору землеройного снаряда с дистанционным управлением. Бурение скважин — наиболее доступный и экономически выгодный способ. Наиболее глубокой выработкой в мире является Кольская скважина, достигшая глубины более 10 км.

В 1960  г.  на  XII   ассамблее Международного  геодезического и геофизического союза советскими учеными было внесено предложение об объединении усилий всех стран в области  изучения верхних толщ Земли на глубину в несколько сот километров. Ассамблеей   был   принят  международный   проект  изучения  верхней, мантии  Земли,  в   обсуждении   которого   участвовало   45   стран мира.  Осуществление его началось вначале в рамках отдельных стран (СССР, США), а затем приняло международные масштабы. В соответствии с проектом в Советском Союзе было намечено бурение пяти групп сверхглубоких скважин.  К перспективным для этой  цели  районам  отнесены  Кольский полуостров, Урал, Закавказье, Прикаспийская низменность, Курильские острова. Ближайшей целью советского проекта «верхняя мантия Земли» являются изучение геологического строения наиболее важных геологических регионов страны и прогноз поисков на больших глубинах рудных и нефтегазовых месторождений. Конечная цель — достижение границы Мохо. В мае 1970 г. приступили к бурению Кольской сверхглубокой скважины, а в декабре 1971 г. — Саатлинской скважины в Азербайджане. В процессе проходки скважин получена ценная научная   информация   о   температурном   режиме  глубин,   составе вещества, об особенностях геологических процессов. В США сверхглубокое бурение осуществляется в соответствии с проектом «Мохол» в основном в акватории океанов. Созданным для этой цели буровым судном «Гломар Челенджер» на протяжении более десяти лет пробурено на морском дне сотни скважин, наиболее глубокие из которых не превысили глубины 2000 м. Полученная информация позволила составить представление о строении земной коры под океанами  и  о  составе  вещества   под  ними.   Цель  сверхглубоких скважин  - не  только достижение границ мантии, но  и  изучение магматических очагов, глубинных разломов и многое другое.

 Эволюция Земли и ее возраст. Геофизические и историко-геологические исследования Земли позволяют выделить в ее истории две  стадии развития: догеологическую и геологическую.

 Догеологическая стадия начинается с зарождения газово-пылевой туманности, последующего сгущения материи и образования первичных планет   (протопланет).  Первичная  планета  Земля  по размерам в 8—10 раз превышала современные ее границы. Последующие процессы  сжатия  и уплотнения  материи, вызванные силами гравитации и вращения, способствовали разогреванию земных недр, дифференциации вещества и расслоению его на оболочки. А. П. Виноградов считает, что дифференциация Земли на оболочки  определялась выплавлением и дегазацией  легкоплавких и летучих компонентов. В процессе выплавления вещество верхней мантии расщеплялось на легкоплавкую и тугоплавкую фазы. Легкоплавкое вещество, как наиболее подвижное, перемещалось вверх, вплоть до излияния расплава на поверхность Земли. Перидотиты (породы мантии), например, при плавлении распадались на три фракции: базальтическую магму, водяные пары и газы. Базальтическая магма, изливаясь на земную поверхность, затвердевала и давала   начало  первичной   базальтической  коре.  Извержению   ее предшествовало выделение водяных паров и газов. По расчетным данным, количество выделившихся газов составляло 7% всей массы излившегося расплава, причем 97% объема газов приходилось на долю водяных паров. Водяные пары конденсировались, заполняли понижения в формировавшемся рельефе Земли, давая начало будущим океанам. Часть выделившихся газов растворялась в воде, способствуя засолению будущих морских вод, часть шла на образование воздушной оболочки Земли. Образование первичной гидросферы  и  атмосферы завершило последний  этап догеологической стадии в истории развития Земли.

 Геологическая стадия — это стадия формирования земной коры: начало ее связывают с началом активного воздействия солнечной энергии на поверхность Земли. Взаимодействие тепла, горных пород, водяных паров и   других   факторов   привело   к   появлению  качественно новых, так  называемых  экзогенных  геологических процессов. Экзогенные геологические процессы способствовали химическому и физическому   разрушению   первичной   коры и накоплению осадков. Слои осадков в виде обломков горных пород и химически осажденного вещества превращались в толщи осадочных пород, запечатлевшие физико-географическую обстановку их накопления. По мере накопления осадочных толщ нижележащие слои под давлением вышележащих и под воздействием внутреннего тепла Земли изменялись и преобразовывались в породы метаморфические. Внутренняя теплота в глубоких зонах земной коры вызывала частичное переплавление ранее образовавшихся осадочных и метаморфических пород и формирование промежуточной, так называемой гранитной оболочки земной коры.

Физико-химические процессы, происходившие в глубоких зонах: Земли, и неоднородность вещества литосферы обусловливали движение земной коры, вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных ее участков и крупных блоков. Движения земной коры сопровождались смятием слоев в складки и образованием трещин. Шло формирование структур земной коры. Один цикл сменялся, другим. С каждым циклом в процесс вовлекались все новые и новые порции вещества мантии. Образовались континенты и океанические бассейны. В результате сложных биохимических процессов, на Земле появились первые формы жизни.

Первые попытки оценить возраст Земли мы встречаем в религиозных   описаниях.   Персы,  например,   считали,   что   Земля существует 12000 лет, жрецы Вавилона – 2 млн. лет, основоположники христианской церкви — 7000 лет. И только с развитием геологических наук появилась возможность сделать более обоснованную оценку возраста нашей планеты. Появление изотопных методов позволило  с помощью радиоактивных элементов установить возраст горных пород и дать предположительную оценку возраста Земли в целом. Предполагается, что возраст Земли 4,2·109— 6х109   лет,   по   оценке   А.   П.   Виноградова   и   С.   И.   Зыкова 5 млрд. лет.

ВНЕШНИЕ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ

Внешне оболочки придают нашей планете особую привлекательность из космоса, делают ее непохожей на другие планеты: и по сравнению с каменным телом Земли выделяются своей относительной молодостью. Они не имеют четких границ, через них осуществляется связь Земли с межпланетным пространством, они находятся в тесном взаимодействии друг с другом и каменным телом Земли (рис. 4).

Атмосфера

 Атмосфера — газовая оболочка Земли. По наблюдениям из космоса она красивым голубым ореолом окружает   нашу   планету. В верхней части атмосфера сильно разрежена и постепенно переходит в межпланетное пространство. В нижних слоях она уплотнена и насыщена парами воды и пылью. В жизни Земли атмосфера имеет большое значение. Она   удерживает   солнечное   тепло, в ней формируются погодные и климатические условия, оказывающие существенное влияние на режим жизни Земли и ход геологических процессов. В связи с огромной важностью атмосферы в жизни человека и Земли в целом ее изучению уделяется много внимания,    международными   законами    предусматриваются    меры, направленные против ее загрязнения. Исследованием атмосферы занимается наука метеорология.

С помощью различных приборов метеорологи установили строение атмосферы, выявили ее химический состав, физические свойства, движение воздушных масс. Различия в составе и свойствах позволили разделить атмосферу на ряд слоев: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу (рис. 5). Промежуточный слой над тропосферой называют тропопаузой, над стратосферой — стратопаузой и т. д.

 Тропосфера (переменная оболочка). Она омывает поверхность суши и океанов, содержит около 80% всей массы воздуха атмосферы. Толщина оболочки изменчива. Над средними широтами мощность ее 8-12 км, в экваториальной части она увеличивается до 17 км. Наиболее теплые слои расположены в приземном слое. Нагревание их происходит за счет солнечного тепла, отражаемого сушей и поверхностью океанов. Воздух в тропосфере нагрет неравномерно. Минимальная температура(-88,3°С) была зарегистрирована в Антарктиде, максимальная (+57,8°С) - в Ливийской пустыне. С высотой температура понижается через каждый километр на 6° С. У верхних границ тропосферы она падает до   -85°С.

Давление    воздуха    с высотой падает. На высоте 5 км оно составляет 506,5 гПа, 16 км – 101,3 гПа, 100 км - уменьшается в миллион раз. Воздух в тропосфере состоит из газов, паров воды и пылеватых частиц. В сухом воздухе (без влаги и пыли) 73,09% азота, 20,95 кислорода, 0,93 аргона, 0,03% углекислого газа. В небольшом количестве в составе газов встречаются водород, гелий, неон, радон, озон, йод, метан и др. (в сумме около 0,01%).

Кислород — жизненно важный химический элемент, образующийся в процессе фотосинтеза растений:

СО2+2Н2О+свет→СН2О+Н2О+О2

Ученые полагают, что в первичной атмосфере кислород отсутствовал, появление его в составе воздуха связывают с жизнедеятельностью органического мира Земли.

Углекислый газ попадает в атмосферу при извержении горячих источников, при сжигании растений и горючих полезных ископаемых. За последние 100 лет поступление углекислого газа в атмосферу стало увеличиваться за счет хозяйственной деятельности человека. Подсчитано, что только при сжигании различных видов топлива атмосфера в год получает около 10 млрд. т углекислого газа. С 1900 по 1976 г, содержание углекислого газа в атмосфере увеличилось с 0,029 до 0,0325%.

               

Рис. 4. Схема    взаимоотношения    геосфер Земли

                                                                                                                               Рис. 5. Схема строения атмосферы: 1- облака конвекции и   

                                                                                                                               перистые, 2 - слой озона

Появление азота в атмосфере объясняют по-разному. Одни считают, что он вошел в состав атмосферы в момент ее зарождения, другие утверждают, что азот появился в атмосфере как продукт бактериального брожения белковых веществ.

Водяные пары составляют около 4% всей массы атмосферы и сосредоточены в основном в тропосфере, В воздух они попадают в результате испарения воды с поверхности Земли. По расчетам М.И. Львовича, с поверхности океанов ежегодно испаряется  до 450 тыс. км3, а с суши — 71 тыс. км3 воды. Благодаря восходящим потокам воздуха водяные пары поднимаются в верхние слои тропосферы, где охлаждаются,  конденсируются  и образуют облака. Водяные пары,  насыщая  воздух,  обусловливают  его  влажность. Содержание влаги измеряется количеством водяных паров, содержащихся  в  1 м3 воздуха  при  данной  температуре   (абсолютная: влажность), или в процентах, выражающих отношение содержания влаги в воздухе к ее количеству, необходимому для полного насыщения    воздуха    при    данной    температуре    (относительная влажность). При относительной влажности 100% водяной пар начинает выделяться в виде тумана, инея или образует облака. Облака   формируются  на  высотах  800—4000  м,   а   иногда  и  выше. Состоят они из капелек воды размером 2—7 мкм. Форма их бывает кучевой, слоистой, пористой.  При  столкновении теплых и холодных воздушных  течений  водяные  пары   конденсируются,  превращаются   в   более  тяжелые  капли.   Так  образуются   дождевые облака. Рост капель завершается выпадением их в осадок. Атмосферные осадки выпадают в виде дождя, града, снега.  Ежегодно над материками выпадает около 107 тыс. км3 воды, а над океанами — 410   тыс.   км3.   Количество   выпавших   осадков   измеряется в миллиметрах водяного слоя, накапливающегося в течение года. Осадки   распределяются   неравномерно.   В   засушливых    районах земного шара  (пустыни Африки, Южной Америки, Средней Азии и др.)  количество годовых осадков крайне ничтожно — 5—200 мм в год. Бывают годы, когда в этих районах не выпадает ни капли дождя. В средних широтах норма осадков больше —500—600 мм в  год.  Самыми дождливыми районами  земного  шара  считаются районы Индии, Индонезии, Гавайских островов. В Индии в районе Черрапунджи количество выпавшей за год воды на один гектар земли достигает 12,5 млн. ведер, или 15000 мм в год.

Пыль — неотъемлемая часть атмосферы. В воздухе присутствует пыль земного и космического происхождения. Основными ее источниками являются сухие земли материков, продукты вулканических извержений, отходы индустриального производства. Количество пыли в атмосфере составляет многие миллионы тонн. Как показали исследования, в приземном слое воздуха в сухую погоду в 1 см3 содержится 150 тыс. пылинок. Даже после дождя в 1 см3 воздуха остается до 30 тыс. пылинок. С высотой количество пыли уменьшается. На высоте 100 м в 1 см3 насчитывается до 45 тыс., а на высоте-6 км — всего 20 пылинок. Пыль наземного происхождения состоит из мельчайших обломков кварца, глинистых частиц, чешуек слюды, частиц соли. Последние попадают в воздух вместе с морскими брызгами, поднимающимися в воздух при сильном ветре. Космическая пыль обнаружена на больших высотах. Пылеватые частички рассеивают солнечные лучи и служат центрами конденсации водяных паров при образовании облаков и туманов.

 Стратосфера (слоистая оболочка). Она простирается над тропосферой до высот 50—55 км. Воздух в стратосфере сильно разрежен и нагрет. Давление в 1000 раз меньше, чем в приземном слое, температура от —10 до +10°С. Нагревание газов происходит непосредственно солнечными лучами. Это объясняется тем, что газ озон, из которого в основном состоит воздух стратосферы, поглощает от 1 до 3% солнечного излучения. Мощность озонового слоя 25—30 км. Водяные пары в стратосфере почти отсутствуют. Иногда во время сильных гроз кучевые облака тропосферы проникают в стратосферу, образуя удивительные по своей красоте перламутровые облака. Пылеватые частицы попадают в стратосферу в основном из космоса. Физический режим стратосферы оказывает влияние на соседние с ней оболочки — тропосферу и мезосферу.

 Мезосфера (средняя оболочка). Она имеет незначительную мощность — 25—30 км. Давление понижается до 1,33 Па, а температуры падают до —90°С. В нижних слоях мезосферы обнаружен озон. Удивительным явлением этой части атмосферы являются серебристые облака, ранее называвшиеся сумеречными (хорошо наблюдались в сумерки или ночью). Они были открыты в 1885 г. московским астрономом В. К. Цесарским. Серебристые облака появляются только в летний период (с мая по август) на высоте около 82 км. Они состоят из кристалликов замерзшей воды, образовавшихся вокруг частичек метеоритной пыли. Мезосферные ветры проявляются на высотах 60—65 км, причем летом это ветры западных направлений, зимой — восточных. Скорость ветра от 60 до нескольких сотен километров в час.

 Термосфера (тепловая оболочка) и экзосфера (оболочка рассеивания). Они объединяются под общим названием ионосферы. Такое объединение объясняется тем, что в пределах оболочек воздух ионизирован. Наиболее активная ионизация отмечена на падение содержания кислорода, азота, углекислого газа, молекулы диссоциируются на ионы. С высот 400—500 км резко увеличивается содержание водорода и гелия. Состав газов и ионосфере находится в прямой зависимости от активности Солнца. Так, кулы диссоциируются на ионы. С высот 400—500 км резко увеличивается содержание водорода и гелия. Состав газов в ионосфере находится в прямой зависимости от активности Солнца. Так, в 1958 г. (год «активного Солнца») на высотах 900—1000 км преобладали ионы кислорода, а в 1964 г. (год «спокойного Солнца») на высоте 1000—1200 км верхняя атмосфера состояла из водорода.

Верхняя граница атмосферы фиксируется на высоте 1300 км. Выше ее состав приближается к составу межпланетного пространства. По данным АМС, водородная корона вокруг Земли регистрируется на высоте 20 тыс. км и более.

Атмосфера Земли — взаимосвязанная система движущихся воздушных  масс. Главные факторы, определяющие циркуляцию  атмосферы, - лучистая   энергия   Солнца,  вращение   Земли   вокруг оси и подстилающая поверхность.

Неравномерное  нагревание  поверхности  Земли   в   различных широтах - первый  механизм  меридиональной  циркуляции   атмосферы, названной  В.  В.  Шулейкиным тепловой  машиной первого рода (Марков К. К. и др., 1978).

В результате неравномерного нагревания поверхности материков и океанов возникает муссонная циркуляция  атмосферы, или тепловая машина второго рода (по В. В. Шулейкину).

На направление циркуляции Земли влияет развиваемая вращением Земли сила инерции, называемая силой Кориолиса. Это третий основной механизм циркуляции атмосферы.

Основная форма атмосферной циркуляции внетропических широт — вихри, возникающие под влиянием силы Кориолиса, — циклоны и антициклоны. Они образуются особенно часто на полярном фронте, на границе умеренного и тропического поясов. Циклоны, имеют тенденцию перемещаться в северо-западном, антициклоны — в юго-восточном направлениях. Протяженность циклонов и антициклонов 1500—3000 км, высота от 2 до 20 км (рис. 6).

Разновидностью циклонов являются тайфуны и ураганы — вихри огромной разрушительной силы, скорость которых достигает 250 км/ч. Неизгладимый след в памяти людей оставил тропический циклон «Флора», пронесшийся в сентябре 1963 г. над островом Гаити. Он разрушил сотни домов и унес более 4 тыс. человеческих  жизней. В 1972 г. тропический ураган «Агнес» неожиданно обрушился на северо-восточные районы США. Он причинил ущерб в 3 млрд. долларов. Несколько разрушительных тайфунов прошли по тихоокеанскому побережью 1979. г.

Антициклоны создают прерывистый субтропический пояс высокого давления, от которого воздух стекает к экватору. Так возникают пассаты, отклоняемые силой Кориолиса вправо в Северном полушарии и влево в Южном.

Движение воздушных масс имеет огромное значение, в формировании погодных условий, оказывает влияние на ход геологических процессов Земли.

Погода и климат. Режим атмосферы крайне изменчив. Это мы ощущаем ежедневно в виде изменений погоды. Погода — это физическое состояние атмосферы, характеризуемое комплексом атмосферных факторов, таких, как ветер, температура, давление, влажность. В зависимости от изменения этих факторов погода бывает теплой или холодной, дождливой или солнечной и т. д. Кухней погоды по праву считают тропосферу, где воздух насыщен влагой, резкие перепады температуры вызывают движения воздушных масс, а зоны высокого и низкого давлений способствуют зарождению циклонов, антициклонов и других вихревых течений. Резкие изменения режима атмосферы вызывает усиление солнечной активности. Роль погоды в жизни человека огромна. Ее изменения отражаются на урожайности сельскохозяйственных культур, оказывают влияние на ход геологических процессов, усиливают или ослабляют их активность. Так, сухая и жаркая погода активизирует разрушение горных пород, ливневые дожди вызывают обвалы и оползни. В целях предупреждения стихийных бедствий, обеспечения устойчивых урожаев, нормализации работы воздушного и морского транспорта гидрометеослужба проводит огромную работу по составлению прогнозов погоды. В большинстве стран составляются краткосрочные прогнозы на двое-трое суток. Точность таких прогнозов в семидесятых годах составила 84—86%. В ряде стран, в том числе и в Советском Союзе, ведутся работы по составлению и долгосрочных (декадных или месячных) прогнозов.

 Многолетний режим погоды, определяющийся комплексом физико-географических условий для данной местности, принято называть климатом. Климат характеризуется определенной совокупностью погодных условий, или климатических факторов. На земном шаре выделен ряд климатических поясов, отличающихся друг от друга количеством получаемого солнечного тепла, количеством атмосферных осадков и другими климатическими факторами: полярные, умеренные, тропические и экваториальный.

 Согласно классификации Пенка климат бывает аридным, гумидным и нивальным Аридный («аридус»— сухой) климат характеризуется сильной жарой, незначительным количеством атмосферных осадков (менее 200 мм), скудной растительностью. Присущ для пустынь и сухих степей. Гумидный («гумидус» - влажный) климат отличается высокими температурами, большим количеством атмосферных осадков, пышной растительностью. Нивальный («нивалис» — снежный, холодный) климат свойствен для полярных и горных областей. Для него характерны низкие температуры. Атмосферные осадки, выпадающие в виде снега, не успевают стаивать и поэтому накапливаются в виде льда.

Климатические условия периодически меняются. Потепления сменяются похолоданием и наоборот. Так, в 30-е годы отмечалось потепление в Арктике, в результате чего льды в Баренцевом, Карском и других морях отодвинулись в сторону полюса. Этому способствовали теплые массы воздуха, поступавшие в Арктику из Атлантики. Последние годы в Арктике вновь началось похолодание. Изменение климата происходило и в далеком прошлом Земли. Об этом рассказывают нам слои горных пород. Отложения каменной соли свидетельствуют об аридном климате, угля — о гумидном, ледниковые отложения — о нивальном. Наука, занимающаяся изучением климатов геологического прошлого Земли, получила название палеоклиматологии.

Гидросфера

 Гидросфера — водная оболочка Земли. Образована водами морей, океанов и суши. Моря и океаны составляют единый водный бассейн, называемый Мировым океаном или океаносферой. Границы океаносферы четкие, сверху обозначены поверхностью Мирового океана, снизу — его дном. Максимальная мощность водной толщи 11 км. Воды суши разобщены. На поверхности они представлены водами озер, рек, ледниками, на глубине — подземными водами, заполняющими трещины и поры в горных породах.

По подсчетам М. Н. Львовича (1974), гидросфера включает 1,458 млрд. км3 воды. Ниже приводятся данные подсчета по частям гидросферы:

Части гидросферы

Объем воды (тыс. км3)

% от общего объема

Мировой океан

1 370 000

94

Подземные воды

60000

4

В том числе зоны активного водообмена

4000

0,3

Ледники

24000

1,7

Озера (в том числе около 5 тыс. км3 воды   в водохранилищах)

280

0,02

Почвенная влага (в том числе около 2 тыс. км2 оросительных вод)

85

0,01

Пары атмосферы

14

0,001

Речные воды

1,2

0,0001

 

Всего 

1 458 000

100

Различные типы воды находятся в тесном взаимодействии, участвуют в общем круговороте веществ в природе. В движение их приводит солнечная энергия, под влиянием которой происходит интенсивное, испарение воды и образование облачности. Облака несут влагу в различные уголки земного шара и отдают ее в виде атмосферных осадков. Часть выпавшей воды стекает с суши в моря и океаны, часть просачивается в горные породы, часть испаряется. Подземные воды циркулируют в слоях горных пород или изливаются на поверхность Земли, участвуют в питании рек, испарении. Так осуществляется круговорот воды в природе.

Большое количество воды содержит вещество мантии. Масса этой воды в тысячу раз превышает количество воды, содержащейся в гидросфере. По существу, мантия является источником вод гидросферы. Высвобождение их происходит в результате плавления вещества мантии. Подсчитано, что за всю геологическую историю Земли из мантии в виде источников и пара выброшено около 3,4 млрд. км3 воды. Образование вод за счет переплавления вещества мантии продолжается.

Основная масса воды гидросферы (94%) сосредоточена в Мировом океане. О существовании огромного океанического пространства люди узнали на рубеже XVXVI вв. В  начале XIX в. Мировой океан был полностью освоен для вождения судов. Целеустремленное исследование океана началось со второй половины XIX в. Десятки научно-исследовательских судов ведут и сейчас большую научную работу на всех океанах, начиная от Арктического бассейна и кончая берегами Антарктиды. Среди них научно-исследовательские суда «Академик Вернадский», «Профессор Зубов», «Академик А. Ковалевский», флагман экспедиционного флота «Космонавт Юрий Гагарин» и многие другие. В результате проведенных работ составлены карты рельефа дна Северного Ледовитого, Атлантического, Тихого и Индийского океанов, открыты и исследованы различные океанские течения. Много внимания уделено изучению органического мира океанов и морей и исследованию морского дна, полезных ископаемых. Изучение океана продолжается, исследования носят глобальный характер. В 1974 г. был проведен международный Атлантический тропический эксперимент АТЭП, в котором приняло участие около 40 научно-исследовательских кораблей из разных стран мира, самолеты ИСЗ и другие средства. Цель эксперимента — изучение океанских течении, взаимодействия атмосферы и океана и многих других вопросов. Международный проект глубокого бурения принес значительные результаты в области изучения геологии дна океанов. По проекту ПОЛИМОДЕ (Корт Б. Г., 1977), разработанному советскими и американскими учеными, осуществляется изучение вихревых образований в океане, их взаимодействие друг с другом. В соответствии с международным проектом «Геодинамика» будет продолжено изучение океанической земной коры и мантии, происхождения и развития океанического дна.

 Физические свойства воды. Воды морей и океанов имеют синий или зеленый цвет. Такая окраска объясняется тем, что морская вода отражает только синие и зеленые лучи солнечного спектра Отклонения наблюдаются лишь в местах впадения рек, где в силу насыщения   речных   вод   взвешенными   минеральными   частицами вода  приобретает желтоватые оттенки.   Солнечные лучи  распространяются в воде с меньшей скоростью, чем в воздухе. Плотность морской воды больше плотности пресной речной воды. Более высокая плотность обусловлена присутствием солей. В морях с соленостью  35 г/л  плотность  воды  при 0°С  составляет 1,02813 см3 в наиболее глубоких океанических впадинах (на глубине 10000 м и более) она повышается до 1,07105 г/см3. Это объясняется увеличением с глубиной давления и солености. Через каждые 10 м давление возрастает на 98066,5 Па и на глубине 11 тыс. м достигает 107,8 МПа. Температура воды в океане зависит от его географического положения и глубины. Теплые воды сосредоточены в экваториальном и тропических поясах. Температура их в среднем 26 – 280С. Холодные воды занимают меньшую площадь и сосредоточены  в полярных областях: их средняя температура 4°С, минимальная – 1,80С. Наиболее теплый Тихий океан, его средняя температура 19,50С. Наиболее холодный Северный Ледовитый океан. Средняя температура   Мирового  океана,   по   данным   А.С. Монина, 18,750С. С глубиной температура понижается. Измерения на глубинах 1 – 1,3 км показали колебания температур от 3 до —1,60С.

 Химический состав и соленость. Морская вода благодаря наличию солей горько-соленая на   вкус. Средняя соленость  океанской воды 35 г в  1 л воды  (3,5%)  принимается за нормальную. Наибольшие отклонения от средней солености наблюдаются во внутренних морях. Так, в Балтийском море соленость составляет 3 – 4 г/л, в Красном – 40 – 41 г/л. Высокая соленость воды в Красном море объясняется тем, что в него не впадают реки, несущие пресные воды,  а  жаркий  климат обусловливает высокое испарение воды. Балтийское море расположено в условиях относительно прохладного климата и принимает значительное количество пресных дождевых и речных вод.

 С глубиной соленость несколько повышается. В среднем в морской воде содержится: хлористого натрия 78,32%, хлористого магния 9,44,  сернокислого магния  6,40,   сернокислого  кальция  3,94, хлористого  калия   1,6,   углекислого    кальция   0,04,   кремнезема 0,009%. В незначительных концентрациях в морской воде присутствуют золото, железо, марганец, медь, кобальт, никель, йод, бром и другие элементы. В океане обнаружены практически все химические элементы таблицы Менделеева. Общее количество растворенных минеральных веществ составляет 1016 г.

Морская вода насыщена гумусом и детритом. Гумус — органическое вещество сложного состава, находящееся в воде в растворенном состоянии; детрит — тоже органическое вещество, только находящееся во взвешенном состоянии. Из газов в морской воде растворены: кислород, азот, углекислый газ, сероводород. Содержание в воде азота по сравнению с другими растворенными в ней газами  меньше,  чем  в  воздухе,  а  кислорода   больше.  Кислород поступает в воду из атмосферы и в процессе фотосинтеза морских растений. На  глубинах 400—800 м отмечается нехватка кислорода, в связи с чем некоторые бактерии вынуждены  добывать его из сернокислых соединений (сульфатов). Разложение последних вызывает  появление  в  воде сероводорода.  В  сероводородной   зоне могут жить лишь сероводородные бактерии.

Причины осолонения океанов пока не совсем ясны. Вероятнее всего   соленость   морской   воды   обязана   своим   происхождением как вулканической деятельности, так и поступлению в моря растворенных солей с суши. Как показали подсчеты О. А. Алекина реки сносят ежегодно в океан до 3300 млн. т растворимого вещества  (табл. 2). Как видно из данных таблицы, реки приносят в океан мало хлористых соединений и много карбонатных. Однако в морской воде преобладают хлористые соединения. Это объясняется, вероятно, тем, что карбонатные соли в значительных количествах используются организмами для построения раковин и скелетов. Высокое содержание хлора может быть объяснено только растворением в океанской воде вулканических газов.

 Океанические течения. Движение воды в океане можно установить по дрейфу потерпевших кораблекрушение судов или других плавучих предметов. Различают поверхностные и глубинные течения. В образовании поверхностных течений большую роль играет ветер.  Пассатные ветры  и   силы  вращения  Земли  способствуют возникновению   Северного   и   Южного   экваториальных течений. Эти течения на севере несут воды к западным берегам Тихого и Атлантического океанов, на юге — к берегам Антарктиды, скорость течений 1,852 км/сут  (1  морская миля). Юго-западные течения воздушных масс в северном полушарии дают начало теплым течениям   Гольфстрим и   Куросио.   Гольфстрим   начинается в Мексиканском заливе, откуда нагретые воды через Флоридский залив текут в направлении Северного Ледовитого океана. Там воды охлаждаются и возвращаются на юг в виде холодного Гренландского течения.

Южное экваториальное течение дает начало Сомалийскому теплому течению на северо-западе Индийского океана. Наибольшая мощность этого течения 400 — 600 м, ширина 370—550 км. У берегов Антарктиды вода охлаждается и мощными холодными глубинными струями устремляется на север. Так возникает холодное Перуанское течение у берегов Южной Америки, Бенгельское — у берегов Африки и Западноавстралийское — у берегов Австралии.

Таблица 2. Сравнительная характеристика солевого состава океанской и речной воды

Вещества, растворимые в воде

Содержание солей в океанской воде, %

Среднее содержание солей в речной воде, %

Хлориды (соединения натрия   и   магния  с хлором)

88,7

5,1

Сульфаты (соединения магния, калия и кальция с серой)

10,8

99

Карбонаты (углекислый кальций) 

0,3

60,1

Прочие вещества 

0,2/100,0

24,8/100,0

Огромную роль среди океанских течений играют вихревые течения, напоминающие циклонические и антициклонические движения воздуха в атмосфере. Изучению морских вихрей, их возникновению, движению и взаимодействию уделяется в настоящее время большое внимание. Мощность океанских течений огромна. Например, Гольфстрим переносит ежегодно 750 тыс. км3 воды, в то время как годовой сток всех рек суши равен 37 тыс. км3.

Поверхностные течения затрагивают верхние слои воды глубиной до нескольких сотен метров. Под поверхностными течениями обнаружены противоположно направленные глубинные или подповерхностные течения. Так, в Тихом океане на глубине 100 м существует мощное течение восточного направления (течение Кромвеля), Аналогичное течение открыто в Атлантическом океане советскими океанологами и названо течением Ломоносова. Глубинные течения отмечаются и на больших глубинах, где их направление и другие особенности во многом определяются рельефом морского дна.

Ветер  способствует   не   только   образованию   течений,   но   и вызывает на поверхности океана волновые движения. В зависимости от силы ветра волны могут быть мелкими и крупными. Мелкие и частые волны называют рябью. Чем короче волны ряби, тем быстрее движутся они  по  поверхности океана.  Крупные волны, образующиеся при штормовом ветре, имеют в среднем высоту 4— 4,5 м, реже 6 —7 м. Максимальная высота волны не превышает 20 м. Длина волны уменьшается с ростом ее высоты. Длина штормовых волн около 250 м, а волн зыби (довольно низкие послештормовые волны) 800 — 1000 м. Чем длиннее волна, тем глубже проникает волнение  (до 180 м). Скорость распространения штормовых волн 60 км/ч, зыби 100 км/ч и более. На мелководье волны становятся выше и круче. В штормовую погоду на берег обрушиваются волны высотой 6—11 м, в спокойную накатываются мелкие волны зыби,  называемые морским  прибоем.  Морской  прибой явление постоянное, так как всегда в каком-либо участке океана бушует шторм, и волны из зоны шторма бегут во все стороны на тысячи километров. Нагнетаемые к берегу штормовыми волнами и прибоем воды образуют системы сложных прибрежных течений. Совершенно иную природу имеют приливы и отливы. Они представляют собой периодические изменения   (повышение или понижение)   уровня океана,  вызванные  силами  притяжения  Луны  и Солнца. Притяжение Луны сильнее, чем Солнца, что объясняется (несмотря на малую массу Луны)   более близким ее расположением к Земле. Примерно дважды в сутки через 12 ч 26 мин уровень воды в океанах опускается (отливы) и дважды поднимается (приливы). Высота приливов в различных районах земного шара не одинакова. Наиболее высокие приливы наблюдаются в то время, когда Луна и Солнце находятся по одну сторону Земли,  и наиболее низкие, когда эти два небесных тела занимают противоположное положение по отношению к Земле. Наиболее  высокие приливы   наблюдаются   на   Атлантическом   побережье   Северной Америки (16,2 м). У берегов Советского Союза наиболее высокие приливы отмечены у берегов Охотского моря — 11 м, у побережья Кольского полуострова высота прилива не превышает 5 м. Во внутренних   морях   (Балтийское,   Черное)   приливы   практически   не ощущаются. Приливная волна иногда заставляет реки течь вспять, двигаясь в сторону, противоположную течению реки, в виде водяного вала. На реке Амазонке такой водяной вал достигает высоты 5—6 м и удаляется вверх против течения на расстояние до 300 км.

Значение гидросферы в жизни Земли и человека огромно. Геологические процессы в гидросфере сопровождаются образованием новых слоев горных пород. Мировой океан является главной тепловой машиной в формировании климата и погоды на Земле. Для человека это пути сообщения и морской промысел. Ежегодно океан дает людям около 70 млн. т рыбных и других пищепродуктов (Никитин Д. П. и др., 1977).

Биосфера

 Биосфера, или оболочка жизни занимает особое место среди внешних оболочек Земли. Она не является обособленной, так как жизнь распространена в пределах всех внешних оболочек Земли, в том числе и в земной коре. Верхняя часть биосферы охватывает нижние слои атмосферы до высот 20 – 25 км. Высоко в воздухе могут жить только птицы и микроорганизмы. По наблюдениям натуралистов, случаи полета хищных птиц зарегистрированы над. вершинами Гималаев на высоте около 7540 м. Еще выше встречаются споры бактерий, которые могут жить при давлениях в тысячные доли гектопаскаля и температуре — 190°С. При изучении поверхности Земли оказалось, что живое вещество почти сплошной пеленой покрывает земной шар. С глубиной отмечается постепенное затухание жизни. Нижняя граница биосферы проводится на глубинах 16 км. В земной коре живут землеройные животные и насекомые (кроты, суслики, черви, жуки, муравьи и т. д.), широко распространены анаэробные (живущие без доступа свободного кислорода) бактерии. Известны случаи находки бактерий в водах нефтяных месторождений на глубинах 2500—3500 м. В океаносфере жизнь распространена повсеместно, включая и глубоководные впадины. По определению академика В. И. Вернадского, биосфера охватывает все области земной коры, которые на протяжении геологической истории Земли подвергались воздействию живого вещества.

Условия обитания организмов неодинаковы. Одни из них способны существовать при высоких температурах и давлениях, другие выдерживают отрицательные температуры и низкие давления. Наиболее высокой приспособительной способностью обладают бактерии и их споры. На основе экспериментальных данных установлено, что некоторые виды бактерий и их споры выживают после охлаждения до —250°С и живут после этого в течение 20 ч. В горячих источниках Камчатки, где температура около 82°С (а иногда и выше) живут бактерии и простейшие водоросли. Дрожжевые бактерии не теряют своей жизнеспособности при давлении 0,8 ГПа.

 Общая масса живого вещества Земли около 36 млрд.т. Из них 29,9 млрд. т составляет биомасса океана и 6,5 млрд. т — биомасса суши. В океане масса животных примерно в 30 раз больше растений, на суше масса растений составляет 98—99%, а зообиомасса — 1—2%. Для поддержания жизни они ежегодно используют 59·1010 т углекислого газа, 7·1010 т воды, выделяют 43·1010т кислорода. Эти цифры свидетельствуют об активном влиянии органического мира на химический состав окружающей среды. Кислород, азот и углекислый газ атмосферы — продукты жизнедеятельности живых организмов. На огромную роль организмов в создании атмосферы, газового состава гидросферы и образовании концентраций химических элементов в земной коре впервые указал в своих работах академик В. И. Вернадский — основоположник новой отрасли геологических знаний — биогеохимии, изучающей роль организмов в жизни земной коры и биосферы. Основную массу живого вещества составляют кислород, вода, углекислый газ и азот. В небольших количествах содержатся сера, калий, фосфор, железо, йод, марганец, цинк и другие элементы — всего около 70 химических элементов. Особую роль в жизни органического вещества играют микроэлементы — химические элементы, содержание которых в живом организме не превышает 0,001%. К ним относятся медь, молибден, бром, цинк, уран и др.

Микроорганизмы и растения, усваивая из окружающей среды химические элементы и соли, способствуют образованию концентраций полезных ископаемых: руд железа, серы, фосфора. При их участии образовались керченские железные руды в Крыму, марганцевые руды Чиатури в Закавказье и др. Среди растений-концентраторов известны папоротники, хвощи, злаки. Диатомовые водоросли и радиолярии, усваивая из морской воды соединения кремния, строят из них свои скелеты и раковинки, из которых образуются диатомиты и радиоляриты. Кораллы, моллюски, известковые водоросли и многие другие морские организмы накапливают углекислый кальций, из которого формируется мел, известняки. Не менее важную роль в образовании горных пород играют и органические ткани животных и растений. При разложении тканей отмерших растений образуются торф, уголь. Водоросли, растения вместе с остатками животного происхождения согласно гипотезе акад. И. М. Губкина способствуют образованию в природе месторождений природных газов и нефти.

Некоторые виды растений чутко реагируют на избыток в породах тех или иных химических элементов. Их используют в качестве индикаторов при поисках и разведке месторождений полезных ископаемых. Так, астрагал — индикатор селена и урана (Колорадо, США), кагим — полиметаллических руд на Рудном Алтае, галмейная фиалка — индикатор цинковых месторождений.

Появление органического мира на Земле связано с процессами формирования первичных атмосферы и гидросферы. На ранней стадии геологического развития Земли в атмосфере и водной среде сложились благоприятные условия для образования углеводородов. Подобные процессы происходят во Вселенной и в настоящее время. Об этом свидетельствуют исследования атмосфер других планет Солнечной системы и присутствие органического вещества в составе метеоритов.

В процессе длительной эволюции шло постепенное усложнение состава и структуры углеводородов, закончившееся образованием живого белкового вещества. Первые признаки жизни на Земле почти не сохранились, так как горные породы со следами первых организмов подверглись сильному изменению. Хорошо сохранившиеся остатки древнего органического мира встречаются в слоях Земли, возраст которых не старше 570 млн. лет. Но это уже остатки сравнительно высокоразвитых животных и растений, таких, как синезеленые водоросли, черви, членистоногие и др.

По мере совершенствования методов исследования восполнялись недостающие звенья в цепи эволюции живых организмов. Палеонтологам удалось проследить пути эволюции в наиболее древних докембрийских отложениях. Архейские образования содержат остатки примитивных бактерий и одноклеточных водорослей, живших 3500—2600 млн. лет назад, а позднепротерозойские — морских водорослей и грибов (2600—570 млн. лет назад). По данным А. И. Опарина, первые организмы имели анаэробный (безкислородный) способ питания, так как кислород в ранней атмосфере отсутствовал. Появление способности поглощать солнечный свет позволило первым организмам строить органическое вещество из углерода углекислоты атмосферы. С появлением процесса фотосинтеза стал выделяться свободный кислород и появились аэробные (кислородные) организмы с кислородным дыханием. В результате этой стадии эволюции сформировалось два типа организмов. Одни из них усваивали питательные вещества из неорганической среды, другие развивались за счет первых, т.е. использовали для своего питания органические соединения. Иными словами, произошло разделение организмов на мир животных и растений. Плотность расселения животного и растительного мира на Земле неодинакова. Биомасса растений всегда превышала биомассу животных. По подсчетам биологов, на суше на долю биомассы растений приходится 97—98,%, и всего 1—3% составляет биомасса животных и микроорганизмов.

Закономерности развития органического мира Земли раскрывает эволюционное учение, основоположником которого является Ч. Дарвин. Эволюционное учение дополнялось и развивалось другими естествоиспытателями: Э. Геккелем, И. М. Сеченовым, В. О. Ковалевским, К. А. Тимирязевым, И. И. Мечниковым, И. В. Мичуриным, В, И. Вернадским и др.

Диалектический метод и материалистическое понимание природы позволили советским ученым объяснить возникновение и развитие жизни на Земле как закономерный процесс, являющийся составной частью развития Земли и Вселенной в целом.

ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЗЕМЛИ

Физические свойства Земли — следствие проявления свойств вещества внутренних и внешних геосфер планеты. К ним относятся сила тяжести, плотность, упругость, магнетизм, теплота, радиоактивные свойства.

 Сила тяжести. Вокруг Земли существует поле тяготения, обусловленное ее массой. Это поле называется гравитационным. Свойства тяготения проявляются как у малых тел (атомы, молекулы), так и у больших (небесные тела). Чем больше масса тела, тем мощнее его гравитационное поле. У поверхности Земли среднее значение поля 9,8 м/с2. С высотой напряженность его убывает, а на уровне Луны слабее, чем у поверхности Земли, почти в 4000 раз (К.А. Куликов, 1917). Теоретически гравитационное поле Земли распространяется до бесконечности. Ближе к поверхности Земли сила притяжения принимает несколько иной характер. Здесь проявляются силы, которые не только притягивают, но и отталкивают тела, находящиеся на поверхности Земли. Отталкивающая сила называемая центробежной, обусловлена вращением Земли вокруг своей оси. Равнодействующая двух сил — гравитационного притяжения и центробежной — называется силой тяжести. Сила тяжести способствует удержанию тел и предметов на поверхности Земли, а гравитационное поле удерживает на расстоянии спутник Земли

Луну.

Изучение гравитационного поля на земной поверхности показало, что оно имеет сложную структуру, обусловленную неоднородностью вещества земной коры и мантии. Поэтому  гравитационное поле делится на нормальное и аномальное. За опорный пункт нормального значения силы тяжести принято ее значение в Потсдаме (ГДР). Относительно этого пункта сделаны расчеты нормальных значений силы тяжести в других районах земного шара. Наблюдаемые в различных частях земной поверхности отклонения от нормальных значений называют аномалиями силы тяжести или гравитационными аномалиями. Последние обусловлены залеганием на глубине тяжелых или весьма легких руд и горных пород. Аномалии бывают положительными и отрицательными. Крупные положительные аномалии, фиксирующие «избыток масс», зарегистрированы над глубоководными впадинами в океанах, а более мелкие — в местах залегания железных, медных и им подобных тяжелых руд. Отрицательные аномалии приурочены к высокогорным областям материков и местам залегания относительно легких руд и горных пород.

Ускорение свободного падения уменьшается с высотой и возрастает с глубиной. В меридиональном направлении значение ее меняется от 9,77 м/с2 на экваторе до 9,83 м/с2 на полюсах.

Для измерения силы тяжести пользуются маятниковыми приборами и гравиметрами. Принцип действия первых основан на определении периода колебаний маятников, вторых—на компенсации массы груза прибора упругой силой пружины. Данные по измерению силы тяжести обобщаются на специальных гравиметрических картах, где изолиниями выделяют аномалии силы тяжести. Такими картами геологи пользуются при поисках и разведках месторождений полезных ископаемых.

 Плотность. Она определяется отношением массы тела к его объему. В системе СИ измеряется в г/см3. Впервые плотность Земли была определена И. Ньютоном в 1736 г. Полученные им данные (5—6 г/см3) оказались близкими к современным. Средняя плотность Земли 5,527 г/см3, она вычислена на основе измерений плотности ее оболочек комплексом геофизических методов (сейсмических, гравиметрических и др.). Согласно определениям плотность земной коры 1,3—2,8 г/см3 в верхних слоях и до 3,3 г/см3 в нижних; мантии — от 3,64 до 9,4 г/см3; ядра — 11,5—17,3 г/см3. Более точно измеряется плотность горных пород и минералов. Для этого используется метод гидростатического взвешивания. Плотность внешних оболочек Земли намного ниже плотности вещества каменного тела Земли. Если учесть, что гидросфера в основном сложена водами океанов, то при нормальной солености (35 г/л) морской воды и температуре 0°С ее плотность равна 1,028 г/см3. Плотность газов в атмосфере приблизительно в тысячу раз ниже плотности воды в гидросфере.

 Упругость. Это свойство тел оказывать сопротивление изменению их объема и формы йод влиянием механических напряжений. После снятия напряжений упругие тела обычно восстанавливают первоначальную форму, а газы и жидкости — объем. Упругие свойства Оболочек Земли определяются по скорости распространения в них сейсмических воли. Скорость (км/с) упругих волн во многом зависит от плотности и фазового состояния вещества. Чем плотнее вещество, тем быстрее в нем скорость волн.

Поперечные сейсмические волны, возникающие в результате реакции среды на внезапное изменение формы, обычно типичны для твердых тел. На границе с жидкой или газообразной средой они отражаются. Благодаря этой их особенности был сделан вывод о жидкой природе внешнего ядра Земли. Более полные сведения о внутреннем строении Земли дают продольные сейсмические волны, являющиеся следствием реакции среды на внезапное изменение объема. Если проследить за изменением их скорости, можно составить представление не только о плотности, но и о фазовом состоянии внутренних сфер Земли. В земной коре скорость сейсмических волн растет от 5,5 до 6,8 к м/с, в мантии — от 8,1 до 13,6 км/с, на глубине 2900 км (граница ядра) скорость падает до 8,1 км/с, а затем вновь возрастает, достигая в центре 11,3 км/с. Об изменении фазового состояния вещества свидетельствует скачкообразное изменение скорости на границе земной коры с мантией (с 6,8 до 8,1 км/с) и мантии с ядром (с 11,6 до 8,1 км/с). Упругие волны широко используются для изучения строения земной коры, ее геологических структур, оказывают неоценимую помощь при поисках месторождений нефти, газа и рудных  полезных ископаемых.

 Магнитные свойства. Магнетизм — одно из наиболее интересных свойств Земли. Земля — колоссальный магнит, вокруг которого существует магнитное поле. Это поле, называемое геомагнитным, эквивалентно магнитному полю вокруг магнитного бруска длиной  4000 км и шириной 200 км, как бы расположенного внутри Земли. Ось такого диполя на пересечении с поверхностью Земли образует точки, называемые геомагнитными полюсами. Геомагнитная ось, проходящая через полюса, наклонена к оси вращения Земли под углом 11,50. Обнаружить магнитное поле можно с помощью компаса. Как известно, магнитная стрелка компаса в окружении магнитных силовых линий всегда принимает строго определенное положение. Один ее конец бывает направлен на север, другой — на юг. Используя это свойство компаса, его применяют для ориентировки на местности, прокладки геологических маршрутов, воздушных и морских трасс.

 Магнитное иоле состоит из двух полусфер, образуемых опоясывающими земной шар магнитными силовыми линиями. С высотой оно ослабевает, а на расстоянии 70 тыс. км от Земли постепенно переходит в межпланетное пространство. Омываемое солнечной плазмой (солнечный ветер) магнитное поле образует магнитосферу (рис. 6). Форма и размеры последней периодически меняются. Под воздействием солнечного ветра внешняя граница магнитосферы, обращенная к Солнцу, изгибается и приближается к поверхности Земли, в то время как на теневой стороне магнитосферы вытягивается в виде шлейфа на многие миллионы километров. Немалое влияние на магнитную оболочку оказывает и солнечная активность.            Рис. 6 Деформация магнитосферы под действием                 солнечного ветра (штриховкой

               показаны радиационные пояса)

Усиливающееся при появлении пятен на Солнце космическое излучение проникает в магнитосферу, вызывает магнитные бури, усиливает полярные сияния. Магнитные бури происходят внезапно, охватывая все пространство вокруг Земли. За 1—2 ч резко возрастает          напряженность магнитного поля. Более слабые магнитные бури наблюдаются только несколько раз в месяц и нередко носят, локальный характер. Они вызываются грозами, землетрясениями, извержениями вулканов. Во время магнитных бурь нарушается радиосвязь, возникают помехи в линиях кабельной и проволочной связи, иногда появляются полярные сияния.

Полярные сияния — это свечение верхних слоев атмосферы, вызванное воздействием на атмосферный воздух заряженных частиц высоких энергий. Свечение возникает на высотах 80—100 км. Кислород при воздействии на него частиц высоких энергий (электронов, протонов)   дает зеленое  и  красное свечение,    молекулярный азот на высотах 80—90 км — пурпурно-красное. Полярные сияния имеют вид гигантских светящихся дуг, напоминающих драпировrb различного цвета. Чаще цвет бывает эеленовато-желтый, при увеличении яркости появляются богато окрашенные формы   зеленого,  красного, малинового, реже синего цвета.  Увеличение силы свечения имеет прямую связь с энергией действующих на атмосферу заряженных частиц. Полярные сияния хорошо наблюдаются ночью и чаще ярче бывают в годы активного Солнца. Обычно полярные сияния концентрируются в иносфере, в двух кольцевых зонах, расположенных вблизи южного и северного геомагнитных полюсов   (авроральные овалы). Ширина зон сотни километров. Границы овалов    при   усилении    солнечной    активности могут иногда «сползать» в средние широты (широты Москвы). 

Очень важной особенностью геомагнитного поля является его способность задерживать потоки солнечной плазмы, не пропускать их к поверхности Земли. Удерживаемые в верхних слоях атмосферы заряженные частицы накапливаются и образуют радиационный пояс (на рис. 6 выделен штриховкой). Впервые он был открыт вторым советским искусственным спутником Земли. Позднее его детально исследовали не только советские космические аппараты, но и спутники, запущенные США, Канадой, Японией, Великобританией и другими странами (Верное С. Н., 1979). Как показали исследования, потоки солнечной плазмы, достигающие Земля, захватываются се магнитным полем и удерживаются в нем длительное время (иногда до 100 лет). Заряженные частицы, обладающие высокой энергией (миллиарды электрон-вольт), попав в геомагнитное поле, меняют траекторию и начинают вращаться вокруг Земли. При этом они совершают сложные движения: напиваются па силовые линии, движутся вдоль них из Северного полушария в Южное и обратно и одновременно дрейфуют вокруг Земли.

Радиационный пояс увеличивается в экваториальной части и убывает к полюсам. Внутренняя, ближайшая к Земле граница в экваториальной части удалена от поверхности Земли на высоту 600—1000 км, на широте 65° она снижается до 100 км. Внешняя граница на широте 65° сливается с внутренней. Последняя над экватором поднимается до высот 35—50 тыс. км. Границы области радиации в районах полюсов проектируются на земную поверхность в виде колец, располагающихся внутри зон полярных сияний. Внешняя чисть радиационного пояса отличается более высокими зарядами частиц (электроны, протоны, ионы гелия и кислорода). Заряженные частицы, попав в геомагнитное поле, могут или усилить свою энергию, или, оказавшись в плотных слоях атмосферы, потерять ее.

Магнитосфера находится в постоянном взаимодействии с ионосферой и образует с ней единую электрическую систему. Солнечный ветер представляет смертельную опасность для органического мира Земли. Не будь у Земли магнитного поля, защищающего ее от солнечной радиации, ноша планета превратилась бы в выжженную космическими лучами пустыню.

У нижних границ геомагнитное поле Земли усиливается и становится более стабильным. Оно характеризуется напряженностью, склонением и наклонением. Напряженность у поверхности Земли колеблется от 20 А/м у экватора до 55 А/м в районе полюсов, среднее значение ~ 40 А/м.

Магнитные склонения и наклонения определяют по магнитной стрелке. Магнитная стрелка, совмещаясь с магнитными силовыми линиями, отклоняется от географического меридиана. Угол, образуемый стрелкой компаса с северным направлением географического меридиана, называется магнитным склонением. Магнитное склонение бывает восточным и западным. В пределах обширной области, охватывающий акватории Индийского и Атлантического океанов, Африку и Западную Европу, склонение западное. На остальной части Земного шара склонение восточное. Линии, соединяющие точки с одинаковым магнитным склонением, называют изогонами.

Магнитная стрелка, установленная на горизонтальной оси, по мере движения от экватора к полюсам изменяет угол наклона от 0 до 90°. Угол, образуемый стрелкой компаса с горизонтальной плоскостью, называется магнитным наклонением, а линии, соединяющие точки с одинаковым магнитным наклонением, изоклинами. Изоклина, образованная нулевым значением магнитного наклонения, является магнитным экватором. Магнитные полюса —точки, в которых магнитное наклонение равно 900. Магнитные полюса не совпадают с географическими. В северном полушарии расположен южный магнитный полюс, в южном —северный. Величина магнитного склонения и наклонения, так же как и напряженность геомагнитного поля, может отклоняться от нормальных значений в зависимости от времени и местонахождения. Эти отклонения получили названия магнитных аномалий. Магнитные аномалии могут быть вызваны залеганием в земной коре магнитных пород и руд. Широко известна Курская магнитная аномалия (КМА), обусловленная залеганием на глубине 70 м и более высокомагнитных железистых кварцитов. Напряженность магнитного поля в районе КМА 160 А/м (почти в четыре раза выше нормального). Магнитное наклонение меняется от 40 до 90°, а магнитное склонение — от 0 до 180°.

Более крупные региональные аномалии охватывают площади в тысячи квадратных километров, занимая иногда целые материки. В океанах магнитные аномалии образуют системы ориентированных в одном направлении полос. Магнитные аномалии открывают широкие возможности для изучения строения земной коры и мантии и поисков месторождений полезных ископаемых. Методы изучения земной коры, основанные на магнитных свойствах горных пород, получили название магнитометрических. С помощью специальных приборов магнитометров, применяемых при магниторазведке, были открыты месторождения железа, никеля, меди, нефти, газа и многих других полезных ископаемых.

Большое значение для науки о земле имеет палеомагнитный метод, основанный на изучении намагниченности горных пород и минералов разного возраста. Известно,   что    при   образовании минералов их частички приобретают магнитную  ориентировку в соответствии с  существующим магнитным полем. Такая ориентировка частиц сохраняется на миллионы   лет.    Следовательно, по ориентировке намагниченных минералов можно судить о смене полярности геомагнитного поля в геологическом прошлом, об изменении положения материков  относительно геомагнитных полюсов и т.д.

Происхождение геомагнитного поля пока еще неясно. Существующие гипотезы связывают магнетизм с разным моментом вращения ядра земли и покрывающей его мантии. Спутник Земли Луна таким свойствам не обладает. Однако исследования на Луне и магнитные съемки с орбит искусственных спутников свидетельствуют о наличии на Луне локальных магнитных полей размером в десятки и сотни километров.

 Теплота Земли. Земля, как и другие планеты солнечной системы, — холодное космическое тело, температура поверхности которого зависит от внешнего тепла. Исследования показали, что 95% тепла поверхностного слоя Земли — это тепло, получаемое от Солнца (внешнее тепло), и только 5% приходится на внутреннее тепло Земли. Внутренние зоны Земли, как известно, за счет внутреннего тепла нагреты значительно больше, чем верхние слои.

Внешнее тепло поступает на поверхность Земли от Солнца (тепловое излучение звезд, достигающее поверхности Земли, ничтожно мало и поэтому во внимание не принимается) в виде солнечной радиации. Ежеминутно 1 см2 земной поверхности получает 8,06 Дж тепла. Эту величину принято называть солнечной постоянной. Из общего количества тепла 5,27·1021 Дж, попадающего на Землю в течение года, 37% отражается обратно в космическое пространство. Остальное тепло поглощается горными породами суши и водной поверхностью океанов. Среднегодовой нагрев поверхности равен 15°С. Тела различной плотности нагреваются неодинаково и по-разному передают тепло. Более плотные породы суши быстрее нагреваются и также быстро отдают тепло. Водная поверхность нагревается медленно и длительное время удерживает   тепло.

Глубина проникновения солнечного тепла в недра Земли зависит от количества тепла, поступающего от Солнца, я от теплопроводности горных пород. В океанах внешнее тепло прогревает водную толщу на глубину 200 м, на суше породы пропускают тепло до глубины 40 м. Исключение составляют области многолетней мерзлоты, где горные породы, скованные льдом, постоянно находятся и мерзлом состоянии. Тепло, поступающее от Солнца, прогревает породы на небольшую глубину (единицы метров). В пределах слоя прогревания температура изменяется в течение суток и сезонов года в связи с разным количеством поступающего тепла. Суточные колебания температур на суше сказываются до глубины 1,5 м, сезонные — 25—30 м и более. Амплитуды колебаний с глубиной уменьшаются. Область глубин, где температура практически остается постоянной и раина среднегодовой температуре района, называется поясом постоянных температур. В Москве пояс постоянных температур (4,2°С) проходит на глубине 20 м, в Париже—па глубине 28 м (11,83°С). Изменения температуры ниже пояса постоянных температур обусловлены внутренней теплотой Земли.

Повышение температур с глубиной происходит неравномерно. В скважине, пробуренной в районе Москвы на глубине 1630 м, температура на забое оказалась равной 41°С, а в шахте, пройденной в Донбассе, 56,3°С на глубине 1545 м. Наиболее высокие температуры зарегистрированы на территории США. В скважине «Бен-ден №1», пробуренной в штате Оклахома, на глубине 9159 м температура была равна 220°С, а в скважине «Баер-Ренг— Фрио №2» (штат Техас) на глубине 5860 м она достигла 274°С. Температурный режим горных пород в недрах земной коры принято выражать геотермическими ступенью и градиентом. Геотермическая ступень —  это глубина в метрах, на которую нужно опуститься в глубь земной коры, чтобы температура горных пород повысилась на 1°С. Минимальные значения в областях вулканической    деятельности геотермической ступени 2—3 м, на Северном Кавказе 12 м, а в районе Кривого Рога 112,5 м. Самая большая величина геотермической ступени 250 м. Числовые значении геотермической ступени непостоянны не только « разных широтах, но и на разных глубинах одной и той же точки района.

Таблица 3.

Примеры средних геотермических  градиентов для различных районов земного шара

Местонахождение буровых скважин                       Глубина, м                       Средний геометриче-                                                            ский градиент, °С

Африка, Витватерстранд                                                305                                  1,5

Япония, Эчиго                                                                 343                                2,9 Австралия Южная                                                           344                                      10,9 Калимантан, Сумаринда                                                 387                                  6,3

СССР, Монче-Тундра                                                      319                                     0,65

 Геотермический градиент выражается количеством градусов, па которое повышается температура с глубиной через каждые 100 м (табл. 3). Значение геотермического градиента с глубиной может меняться. Так, при бурении Кольской сверхглубокой скважины по расчетам на глубине 7000 м ожидали температуру 60 – 700С, а она оказалась равной 130°С. Повышенные значения теплового излучения могут быть связаны с магматическими очагами, с наличием  радиоактивных руд и другими причинами. Тепловые потоки из недр Земли идут непрерывно, значение   их   определяется близостью источников тепла и теплопроводностью горных пород. По данным С.И. Субботина, тепловое излучение под материками немногим выше, чем под океанами при среднем значении для Земли 0,064 Вт/м2. Максимальное излучение (0,33 Вт/м2) установлено под срединными океаническими       хребтами,       минимальное (0,046 Вт/м2) под глубоководными впадинами.

Высокое тепловое излучение, как правило, отмечается в областях вулканической деятельности. Исходит оно от огромных подземных резервуаров (очагов), заполненных огненно-жидким расплавом – магмой. Глубина залегания таких очагов неодинакова. У Мексиканских вулканов очаги магмы расположены на глубинах 40 – 100 км, у  Камчатских – 60  км. При извержении вулканов температура расплава на выходе достигает 1300°С, в самих   очагах она, согласно расчетам, около1500°С. Измерения тепловых потоков позволили установить, что температуры поверхности мантии от 150 – 19500С (температура плавления оливина), на подавляющей части площади 150 — 400°С. Температура в более глубоких сферах Земли во многом определяется составом вещества мантии и ядра. Наиболее высокие вычисленные температуры ядра 5000°С.

Излучаемая Землей тепловая энергия меньше солнечной в несколько тысяч раз. О ее происхождении существуют разные мнения, но большинство исследователей считают, что на глубинах имеются следующие источники тепла: радиоактивное тепло, выделяющееся при радиоактивном распаде элементов (генерируется в земной коре), остаточное тепло, выделившееся при дифференциации материи Земли, тепло гравитационное, образовавшееся при гравитационном адиабатическом сжатии и приливном трении, тепло химических реакций, происходящих в горных породах. Основные источники —  радиоактивное и остаточное, тепло.

Радиоактивные свойства пород. Ими обладают горные породы земной коры, содержащие такие радиоактивные элементы, как уран, радий, торий, калий, рубидий и др. В результате распада радиоактивных элементов образуются ядра качественно новых химических элементов. Так, в процессе распада урана и тория образуется свинец, рубидия — стронций, калия — аргон и т. д. Радиоактивный распад, как правило, сопровождается выделением тепла, которое в значительной мере определяет тепловой режим Земли: 1 г урана отдает 3,8·10-3 Дж, 1 г тория —1,36·10-3 Дж тепла. Распространение радиоактивных элементов в земной коре неравномерно. Их больше содержится в верхних слоях Земной коры и значительно меньше в нижних слоях и верхней мантии. По расчетам В. Г. Хлопина, радиоактивные элементы распространяются лишь до глубины 91 км. В связи с продолжающимся распадом содержание радиоактивных элементов в земной коре убывает. Если, как указывает В. Г. Хлопин, радиоактивный распад в настоящее время дает 1,68·1018 Дж, то 3 млрд. лет назад он давал 9,54·1018 Дж, или в пять раз больше. Наука, занимающаяся изучением радиоактивных свойств горных пород, называется радиометрией. С помощью радиометрических методов осуществляются поиски и разведка радиоактивных руд — важнейшего вида минерального сырья, используемого для производства атомной энергии.

СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Земная кора — важнейший объект изучения геологии. В ней сосредоточены месторождения жизненно важных полезных ископаемых, здесь происходят геологические процессы, влияющие на все стороны жизни Земли. Границей земной коры сверху является поверхность Земли, снизу — породы мантии. Верхняя граница неровная, то воздымающаяся, то уходящая под воды океанов. Амплитуда колебаний отметок поверхности около 20 км. Нижняя граница как бы зеркально повторяет поверхность Земли, Под материками она глубоко вдается в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли. Амплитуда колебаний отметок нижних границ {70 км)  выше амплитуды колебаний земной поверхности.

 Геофизические  исследования  позволили   выделить   в  строении земной коры три слоя (рис. 7). Верхний,   или   наружный, слой носит название осадочного, так как сложен осадочными горными породами:  песками, глинами, известняками и др. Распространен повсеместно. Минимальная его мощность (несколько метров) отмечается на суше, в районах выхода на поверхность древних кристаллических пород, максимальная — 15 тыс. м установлена в краевых участках Северного Ледовитого океана  (Баренцево море). Средний слой — гранитный, названный так за сходство его плотности с   плотностью магматических пород  - гранитов. Залегает преимущественно под материками. Изучен лишь в верхней части, где сложен   измененными  осадочными   и   магматическими    породами. Средняя плотность пород 2,7 г/см3, мощность колеблется в пределах 0—20 км. Нижняя граница гранитного слоя    впервые    была установлена в 1925 г. австрийским геологом Б. Конрадом, по имени которого и получила название поверхности Конрада. Нижний слой земной коры - «базальтовый», названный за сходство с базальтами - магматическими породами, плотность которых близка к породам слоя. Как и осадочный слой, распространен повсеместно. Его мощность от  3 до 40 км, средняя мощность 15—25 км.

 Ocoбенности строения  земной коры под континентами и океанами дали в свое время повод Б. Гутенбергу выделить два типа коры:  континентальную и океаническую. Граница между ними не совпадает с границами суши и океана и проходит по дну океана на глубинах 200 – 3500 м. Между двумя типами коры существует переходная зона, в которой чередуются участки континентальной и океанической коры.

 Континентальная кора включает гранитный и сильно утолщенные осадочный и базальтовый слои, имеет значительную мощность — от 20 до 75 км (средняя мощность 42,5 км). Минимальная толщина коры наблюдается на стыке с океанической корой, максимальная —под горными хребтами (Тибет, Тянь-Шань, Памир и др.). Под крупными континентами кора гораздо толще, чем под более мелкими. Так, мощность коры под Азией — 47 км, Африкой —42,5, Северной Америкой—42, Южной Америкой—41, Антарктидой—39 и Австралией—37 км.  

Рис. 7. Схема строения земной коры (по М. В. Муратову, 1975):

1 — вода, 2 — осадочные породы, 3базальтовый слой, 4 — мантия Земли, 5участки мантии с пониженной плотностью, 6участки мантий с повышенной плотностью, 7 — гранито-метаморфический  слой.  8 — глубинные  разломы,  9 — вулканические    конусы,    магматические очаги и каналы

В пределах континентальной коры встречаются отдельные участки с типичной океанической корой (впадина внутреннего Черного моря). В то же время среди океанической коры встречаются острова, под которыми кора континентальная (Гренландия, Мадагаскар, Новая Зеландия).

 Океаническая кора при малой мощности (5—20 км) имеет значительное распространение, состоит из двух слоев: осадочного и базальтового. Мощность первого от 0,1 до 3 км, второго — 4—15 км. Бурение в океанах глубоководных скважин позволило уточнить данные геофизических исследований. В строении осадочного слон в верхней части были выделены морские осадки, переходящие вглубь в нормальные осадочные горные породы: известняки, глины и др. В строении базальтового слоя также прослеживается двухъярусное строение: в верхней части залегают вулканические породы, представленные застывшими базальтовыми лавами (мощность 1—2км), в нижней — магматические породы основного состава (базальты, габбро, анартозиты). Океаническая кора такого строения называется нормальной, она занимает значительную часть площади дна океанов. В зоне гребней срединных океанических хребтов (рис. 8) распространена аномальная океаническая кора, в составе которой породы, подстилающие базальтовые лавы, отсутствуют и мощность осадочного слоя минимальная.

Мощность океанической коры, как правило, согласуется с рельефом дна – уменьшается в области впадин и утолщается в зоне поднятий.     Чем    больше    площадь океана, тем толще кора под ним. Так в Тихом   океане   мощность коры 5—6 км, в местах подводных      возвышений — 10—15, в Атлантическом океане — от 5 до 18 км. На большей части дна Индийского   океана   толщина   коры 5 — 10 км, а Северного Ледовитого    океана  —  5 — 12   км.   Максимальное    увеличение    мощности коры в Северном Ледовитом океане отмечено  в  районе  подводных хребтов Менделеева  и   Ломоносова.

Между океанической и континентальной корой находится переходная зона. Детальное изучение стыков континентальной и океанической коры позволило выделить два типа сочленений: Тихоокеанский и Атлантический. У Тихоокеанского типа сочленения на стыках характерно сочетание молодых гор с островными дугами и глубоководными впадинами (Восточное побережье Советского Союза, где переходная зона начинается от хребта Джугджур и, включая впадину Охотского моря и островные дуги Курильских островов, заканчивается Курило-Камчатским глубоководным желобом). Переходная зона Тихоокеанского типа отличается высокой подвижностью и вулканической деятельностью. Гигантской кольцевой структурой она опоясывает весь Тихий океан.   

 

Рис. 8. Схематический разрез океанической коры в районе Атлантического срединно-океанического хребта  (в 400 км юго-западнее Азорских островов) по данным бурения глубоководной скважины (по Л. В. Дмитриеву, 1975): 1 — белый глубоководный ил, 2 — базальты с вкраплениями плагиоклаза, 3 — стекловатые базальты, 4 — мелоподобные морс кие осадки, 5—серпентизированные перидотиты, 6 — оливиновые габбронориты, 7 — брекчия перидотитов и габбро с цементом морских осадков

У Атлантического типа сочленения нет молодых гор, окаймляющих материки; островные дуги и глубоководные желоба — редкое исключение, активные движения земной коры отсутствуют и нет вулканов. Переходная зона Атлантического типа присуща окраинам Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. В северных морях переходная зона вынесена глубоко в море до уровня Земли Франца-Иосифа. В Атлантическом океане она проходит недалеко от берега (побережье Африки).

Континентальная кора по строению гораздо сложнее, чем океаническая, да и возраст установленных в ней горных пород пока значительно превышает возраст наиболее древних пород дна океанов. Все это говорит о том, что континентальная кора имеет более сложную историю развития, чем кора океаническая. Глубоко погруженные в мантию каменные глыбы материков как бы плавают среди молодых образований более тонкой океанической коры.

 Химический состав геосфер Земли. Изучением химического состава Земли занимается геохимия. Помимо изучения химического состава Земли геохимия рассматривает поведение химических элементов в земной коре, их миграцию, способность к рассеянию и образованию концентраций. Наиболее сложная задача геохимии изучение химизма глубоких сфер Земли. Вопрос об их химическом составе, как уже говорилось, решается с учетом метеоритных гипотез           происхождения Земли, анализа скорости прохождения сейсмических волн и плотности оболочек. Увеличение вещества с глубиной говорят о том, что ядро состоит из более тяжелых элементов, чем мантия. Ученые считают, что ядро состоит из железа и никеля, что соответствует составу наиболее тяжелых железных метеоритов. В составе мантии преобладает вещество более легких каменных и железокаменных метеоритов, состоящих из окислов железа, магния, кремния, алюминия и кальция. Такое распределение легких камней вокруг тяжелых могло произойти в период формирования планеты Земля или в процессе дифференциации (расщепление) метеоритного вещества на тяжелую и легкую материю в процессе эволюции Земли. Представления о различном фазовом состоянии вещества глубинных оболочек основывается не только на изменении скорости сейсмических волн, но и на изменении с глубиной термодинамических условий (повышение с глубиной температуры и давления). Некоторые ученые считают, что в ядре земли, где господствуют температуры в тысячи градусов и давление s миллиарды паскалей, первоначальное вещество Земли потеряло кристаллическую структуру и благодаря разрушению электронных оболочек атомов перешло в металлизированное состояние, приведшее к сближению ядер элементов и, следователь но, к сильному повышению плотности вещества.

 Более точную химическую характеристику вещества глубоких недр можно получить лишь непосредственными химическими исследованиями образцов горных пород. Такая возможность существует пока для изучения вещества земной коры, залегающего на глубинах до 20 км  (обнажения горных пород в горах). О составе вещества верхней мантии Земли могут свидетельствовать образцы горных пород, поднятые научными экспедициями из глубоководных рифов. Эти породы по плотности соответствуют веществу верхней мантии и состоят из окислов железа, магния и кремния. В настоящее время наука располагает данными химических исследований образцов пород базальтовой оболочки Земли, полученных при бурении глубоководных скважин в океане. Эти породы, состав которых также близок к перидотитам, считают продуктом дифференциации вещества верхней мантии. Предполагается, что такая дифференциация возможна в слое пониженной плотности — астеносфере.

По поводу образования гранитной оболочки земной коры, состоящей из легких окислов кремния, алюминия, натрия, калия, существуют два мнения. Одни исследователи считают, что гранитная оболочка — продукт дифференциации вещества земной коры, другие связывают ее образовании с последующим переплавленной ранее образованных осадочных горных пород.

Химический состав осадочного слоя несколько неоднороден. Среди преобладающих в породах легких окислов кремния и алюминия обнаружены окислы железа, магния, кальция, натрия, калия, в небольших количествах присутствуют более тяжелые химические элементы, попавшие в поверхностные слои вместе с продуктами глубинною магматического расплава.

Всего в земной коре встречается 92 элемента таблицы Д. И. Менделеева. Эволюции химических элементов связана с историей развития Земли. В процессе эволюции происходило усложнение строения их ядер и электронных оболочек. Из простых по строению элементов (водород, гелий) формировались более сложные.

Таблица 4.

Содержание наиболее распространенных в земной коре элементов (по А. П. Виноградову)

Элементы

Процент от общей массы

Элементы

Процент от общей массы

Кислород

Кремний

Алюминий

Железо

Кальций

47,2

27,6

8,8

5,1

3,6

Натрий

Калий

Магний

Водород

Все остальные

2,64

2,6

2,1

0,15

0,21

 Химические элементы встречаются в земной коре в атомарном, ионизированном и молекулярном состояниях. Они образуют газы, жидкости и твердые тела.  Процентное содержание    элементов в земной коре варьирует в широких пределах. Одни из них (кислород, кремний, алюминий) встречаются в природе в больших количествах, другие в сотых, тысячных и более малых долях процента. Мерную попытку подсчитать среднее содержание элементов в горных породах сделал в 1889 г. американский геохимик Ф. Кларк. Несколько позже этим вопросом занимались В.И. Вернадский, А.Е. Ферсман, А.П. Виноградов. Они уточнили цифры, полученные Ф. Кларком. По предложению А.Е. Ферсмана, среднее содержание элемента в    земной    коре    стали    называть    кларком (табл. 4).

 Из данных табл. 46 следует, что основная масса вещества земной коры (99,79%) состоит из девяти химических элементов: кислорода, кремния, алюминия, железа, кальция, натрия, калия, магния, водорода.

Химические элементы, образующие горные породы, называют петрагенными. К ним относятся в первую очередь наиболее распространенные элементы земной коры (О, Si, Fe, Ca, Mg, К, Na и др.). Элементы, содержание которых в земной коре превышает 0,1%, называют микроэлементами. Часть микроэлементов встречается в земной коре в рассеянном состоянии, по большинство из них образует минералы и руды.

Химический состав оболочек Земли беспрерывно обновляется. Это объясняется миграцией (перемещением) химических элементов в составе газов, водных и твердых растворов. О миграции атомов элементов хорошо сказал А. Е. Ферсман: «…Среди природы самым подвижным, постоянно ищущим новых путей, является атом, первозданный кирпичик, из которого строятся самые замечательные постройки мира, который вечно не имеет покоя и равновесия, покорный основным законам природных процессов. Ищет, но не находит и не найдет никогда, так как в природе нет покоя, а есть только вечная материя в вечном движении…»

Благодаря миграции элементов между оболочками земной коры осуществляется взаимный обмен веществом. Осуществляется он между разными участками земной коры, в том числе между океанами и континентами. Однако исследования химического состава земной коры континентального и океанического типов показали, что между ними имеются заметные различия. В континентальной земной коре выше, чем в океанической, содержание окислов кремния, натрия, калия и фосфора. В океаническом типе земной коры отмечается повышенное содержание окислов алюминия, кальция, магния, железа, титана, марганца.

 Химический состав земной коры не может характеризовать состав земли в целом, так как наружная оболочка составляет всего лишь 1% ее массы. О химическом составе планеты можно судить главным образом по химическому составу ядра и мантии. По данным А. Е. Ферсмана, наиболее распространенными элементами Земли являются (в процентах массы): Fe — 39,76; О — 27,71; Si — 14,53; Mg —8,69; Ni —3,46; Ca —2,32; AI —1,79; S —0,64, прочие элементы— 1,10. Химический состав Земли близок к составу метеоритов, в которых, как и в Земле, преобладают железо, кислород, магний, кремний. Близость химического состава Земли к другим планетам подтверждают исследования лунного грунта, доставленного на Землю советскими автоматическими станциями и американскими астронавтами. Как показали исследования, в составе лунных базальтов несколько выше содержание ТiO2, FeO, МпО, СаО и Сг2Оз, а в земных базальтах SiO2, MgO, Fo2O3, Na2O, K2O.


 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

19867. Предмет біржового права 63.5 KB
  Тема 1. Предмет біржового права. Мета: Освітня: Ознайомити студентів з виникненням і розвитком бірж в Україні і світі. Вивчення правового статусу світових бірж гарантій майнових прав бірж. Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього спеціаліста на основі
19868. Правове положення товарної біржі 64 KB
  Тема 2. Правове положення товарної біржі . Мета: Освітня: Ознайомити студентів з установчими документами для реєстрації біржі. Вивчення правового статусу біржі гарантій майнових прав біржі. Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього спеціаліста на основ
19869. Угоди на товарній біржі 69.5 KB
  Тема 3. Угоди на товарній біржі. Мета: Освітня: Ознайомлення та складання угод. Ознайомлення з правилами біржових торгів порядком реєстрації біржових угод. Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього спеціаліста на основі отриманих знань та навичок. Розв...
19870. Правове положення фондової біржі 64.5 KB
  Тема 4. Правове положення фондової біржі. Мета: Освітня: Ознайомлення з установчими документами фондової біржі та її функціонуванням. Навчитися складати статут фондової біржі та визначити порядок реєстрації фондових бірж. Виховна: моделювання поведінки студента як...
19871. Цінні папери, порядок їх випуску та обігу 76 KB
  Тема 5. Цінні папери порядок їх випуску та обігу. Мета: Освітня: визначення порядку заповнення цінних паперів. Вивчення реквізитів. Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього спеціаліста на основі отриманих знань та навичок. Розвиваюча: Оволодіння навич...
19872. Угоди з цінними паперами на фондовій біржі 72.5 KB
  Тема 6. Угоди з цінними паперами на фондовій біржі. Мета: Освітня: Ознайомити студентів видами і формами угод з цінними паперами на фондовій біржі навчитися визначати їх істотні умови та особливості укладання. Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього сп...
19873. Валютна біржа 88 KB
  Тема 7. Валютна біржа. Мета: Освітня: Ознайомити студентів з діяльністю валютної біржі. Вивчення правового статусу біржі гарантій майнових прав біржі. Складання угод та договорів на валютній біржі Виховна: моделювання поведінки студента як майбутнього спеціаліста на...
19874. Поняття, суть і завдання кримінального процесу. Поняття стадій кримінального процесу та їх система 91 KB
  Поняття суть і завдання кримінального процесу. Поняття завдання та зміст кримінального процесу. Поняття стадій кримінального процесу та їх система. Поняття завдання та зміст кримінального процесу Конституція України є Основним Законом нашої д
19875. Кримінально-процесуальний закон 45 KB
  ТЕМА 2: Кримінальнопроцесуальний закон План 1. Поняття суть і завдання кримінальнопроцесуального закону. 2. Дія кримінальнопроцесуального закону в просторі часі та щодо осіб. 1. Поняття суть і завдання кримінальнопроцесуального закону Під поняттям кримінал