Науки о Земле Лекция 4 Строение состав

Науки о Земле Лекция № 4 Строение, состав и естественные поля Земли

Вопросы по теме 1. Какими единицами измеряются расстояния во Вселенной? 2. Где находится Солнечная система? 3. Каков приблизительный возраст Вслеленной и Солнечной системы? 4. Компоненты Солнечной системы. 5. Строение Солнца. 6. Границы Солнечной системы. 7. Планеты земной группы. 8. Планеты-гиганты. 9. Малые тела Солнечной системы

Физические характеристики и форма Земли (Обобщение)

Трехосный эллипсоид Красовского с Наиболее точно форма и размер Земли были вычислены А. А. Изотовым в 1940 г. Выведенная фигура была названа эллипсоидом Красовского. Rэкв. – Rпол. = 21, 381 км Сфероид – воображаемая поверхность, отвечающая идеальному вращающемуся телу с объёмом и массой Земли (идеальная Земля)

Геоид - землеподобный Спутник ± 2 см Сфероид Геоид – уровенная поверхность, совпадающая со средним уровнем невозмущенного океана, условно продолженная под Лазер континенты. Это поверхность одинаковых Рельеф значений силы тяжести, которая в каждой точке Плотностные перпендикулярна неоднородности отвесной линии. Геоид отражает распределение силы тяжести на Земле.

Карта отклонений высот геоида от эллипсоида Красовского Исландия + 54 м, Цейлон – 100 м

Земля имеет форму груши! Земля сплюснута и у экватора (разность полуосей ~ 214 м), т. е. Земля – трехосный эллипсоид Отличие геоида от трехосного эллипсоида может быть ± 100 м. Это вызвано неравномерным распределением масс как на поверхности Земли (океаны и континенты), так и внутри неё. Форма Земли скорее всего напоминает грушу, причем, немного «откушенную» со стороны Индийского океана.

Внутреннее строение Земли Средний радиус Земли – 6371 км Самая высокая вершина – Эверест 8 848 м Самая глубокая впадина – Марианский желоб – 11 022 м Самая глубокая шахта в мире (ЮАР) ~ 4, 5 км Самая глубокая скважина в мире– Кольская сверхглубокая -12 262 м Начало бурения 1970 г.

Объекты, доступные для прямого изучения Древние породы на щитах – выступах кристаллического основания платформ континентов

Кимберлитовые трубки вертикальное или близкое к вертикальному геологическое тело, образовавшееся при прорыве газов сквозь земную кору. Они выносят на поверхность с глубин 150 – 200 км обломки вмещающих пород Трубка Мир (г. Мирный, Якутия)

Ксенолиты (обломки горной породы, захваченные магмой)

Метеориты

Косвенные методы изучения: методы физики, химии, экспериментальной петрологии

Представления о составе, строении и физическом состоянии недр Земли преимущественно основываются на данных комплекса методов. • Сейсмический метод основан на регистрации скорости распространения в теле Земли упругих волн, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами. Волны – направленные возмущения среды, переносящие энергию. Упругие волны – волны, распространяющиеся в упругой среде, переносящие энергию и механические возмущения (деформации). Упругие волны бывают объёмными и поверхностными.

Объемные сейсмические волны Возникают в очаге землетрясения размером в несколько км и, распространяясь во все стороны на огромные расстояния, пронизывают всю Землю. По типу деформации Ø продольные (сжатия и разрежения) Ø поперечные (волны сдвига).

Типы объемных сейсмических волн Продольные сейсмические волны, Р-волны – первичные (primary), волны сжатия-разрежения. Реакция среды на изменение формы и объёма. К – модуль всестороннего сжатия. μ – модуль сдвига. ρ - плотность

Типы объемных сейсмических волн Поперечные сейсмические волны, S-волны, вторичные (secondary) волны - волны сдвига. Реакция среды на изменение только формы Vs в жидкостях = 0, т. к. модуль сдвига в жидкостях = 0. Vp > Vs всегда ~ в 1, 7 раза.

Схема прохождения объёмных сейсмических волн через геосферы Волны записываются специальными приборами сейсмографами в виде сейсмограмм. Регистрация волн происходит на сейсмических станциях.

Сейсмограф

Сейсмограмма

http: //encyclopaedia. biga. ru/enc/earth_science/ZEMLYA. html

Мощность земной коры

График скорости распространения объёмных сейсмических волн в пределах Земли 1. Резкое увеличение Vp и Vs волн в интервале глубин 5 – 75 км. Сейсмический раздел открыт в 1909 г. А. Мохоровичичем (1857 -1936) и назван границей Мохо или М. Это граница земной коры и мантии. 2. Резкое падение Vp волн и полное исчезновение S-волн на глубине ~ 2900 км. Раздел открыт в 1914 г. Б. Гутенбергом (1889 -1960). Граница Гутенберга - граница между мантией и внешним ядром. 3. На глубине 5120 км вновь резкое увеличение Vp волн - граница Леманна. Твёрдое внутреннее ядро было открыто в 1936 г. И. Леманном.

Вопросы по первой части лекции: 1. Какова истинная форма Земли? Какие модели лучше всего описывают? 2. Физические характеристики Земли. 3. Какие объекты доступны для прямого изучения Земли? 4. На чем основан метод сейсмических волн? 5. Основные виды сейсмических волн.

Принципиальная схема внутреннего строения Земли

Слои Земли различаются по химическому составу, что связывают с дифференциацией вещества планеты по плотности в условиях его сильного разогрева и частичного расплавления. При этом более тяжелые элементы, (железо, никель и др. ) «тонут» , а относительно легкие (кремний, алюминий и др. ) «всплывают» .

Земная кора – первая оболочка твердого тела Земли, имеет мощность 30– 40 км. Она изменяется от 5– 10 км под дном океана до 70– 75 км в горных районах. По объему она составляет 1, 2 % объема Земли, по массе – 0, 4%, средняя плотность равна 2, 7 г/см 3. Породы земной коры богаты кремнием, алюминием, окислами железа. Нижнюю границу земной коры называют поверхностью Мохоровичича или границей Мохо. Скорость продольных сейсмических волн при переходе через поверхность Мохоровичича возрастает скачком с 6, 7 – 7, 6 до 7, 9– 8, 2 км/с, а плотность с 2, 9– 3, 0 до 3, 1– 3, 5 г/см 3.

Литосфера (от греч. lithos – камень) - каменная, твердая оболочка Земли, включающая земную кору и часть верхней мантии, определяемая также как надастеносферный слой. Мощность литосферы имеет большой разброс и составляет от нескольких км под океанами до 200 км на континентах.

Астеносфера (от греч. asthenes, - слабый) - слой обладающий пониженной прочностью и вязкостью (Low Velocity Zone), что, по-видимому, обусловлено наличием частично расплавленного вещества, около 1 -2 % общей массы. Мощность от нескольких 100 -400 км. Граница 410 км считается усредненной нижней границей астеносферы

Астеносфера – это слой вещества повышенной пластичности, расположенный внутри мантии на глубинах 100– 250 км под континентами и 50– 400 км под океанами. Она – основной источник поступления на поверхность Земли магмы – расплавленной, преимущественно силикатной массы, насыщенной газами.

Литосфера и астеносфера http: //www. turkish-media. com/forum/topic/107167 -yerbilimleri-insan-din/

Мантия по объему составляет 83% объема Земли и 68% ее массы. Плотность вещества возрастает до 5, 7 г/см 3. На границе с ядром температура увеличивается до 3800 °С, давление – до 1, 4*1011 Па. Выделяют: • верхнюю мантию до глубины 900 км и • нижнюю – до 2900 км.

Ядро находится на глубине 2900– 6370 км: Ø занимает 16% объема и 31% массы планеты Ø температура в нем достигает 5000 °С, давление – 360 ГПа, плотность – 16 г/см 3 Ø делится на внешнее, до глубины 5100 км, и внутреннее Ø предполагают, по данным сейсмологии, что во внешней части ядра до глубины 5000 км вещество находится в расплавленном состоянии и что в результате вращения планеты в нем возникают электрические токи, которые создают магнитное поле Земли Ø внутренняя часть ядра твердая

Таким образом, ядро Земли разделяется на твердое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкое внешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяется переходная зона.

ТИПЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

1. Материковая (континентальная) земная кора Мощность этого слоя 30– 40 км, под молодыми горами она увеличивается до 80 км. Этот тип земной коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление ее на три слоя: • осадочный состоит из известняков, глин, песков, мощность его до 15– 20 км, • гранитный сложен гнейсами и кристаллическими сланцами, мощность 10– 15 км, • базальтовый сложен метаморфизованными основными и ультраосновными породами мощностью до 10– 15 км.

2. Океаническая земная кора Этот слой соответствует ложу океана, мощность коры 5– 10 км. Имеет двухслойное строение: Ø первый слой – осадочный, образован глинистокремнисто-карбонатными породами; Ø второй слой – базальтовый состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой, состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры.

40

3. Переходный (геосинклинальный) тип земной коры Слой соответствует переходным зонам (геосинклиналям). Средняя мощность геосинклинального типа земной коры 15– 30 км. Классическое строение переходных зон трехчленное: Ø котловина окраинного моря, Ø островные дуги Ø глубоководный желоб. Расположены переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки.

42

4. Рифтогенная земная кора Характерна для срединно-океанических хребтов, ее мощность 1, 5– 2 км. Мощность осадочного слоя 1 – 2 км, базальтовый слой в рифтовых долинах выклинивается. В срединно-океанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Полагают, что здесь происходит смешение вещества коры и мантии.

Схема рифтовых долин - разломов земной коры, рассекающих подводные горные хребты.

Химический состав оболочек Земли Главные элементы Земли: Fe (38, 8 1%), O (27, 17%), Si (13, 84%), Mg( 11, 25%), S (2, 74%), Ni (2, 7%), Ca (1, 507%) и Al (1, 07%), остальные <1, 2%.

Минеральный состав оболочек Земли Земная кора: полевые шпаты, кварц, слюды и глинистые минералы >90%, пироксены и амфиболы ~5%, остальные ~5% Мантия: существенно силикатная, оливин и пироксены, в незначительном количестве – полевые шпаты и гранат.

Физические свойства глубинного вещества Земли

1. Плотность Средняя плотность Земли по данным гравиметрии 5, 52 г/см 3. Плотность пород земной коры от 2, 4 до 3, 0 г/см 3. В объёме Земли: qкора занимает 1, 5%, qмантия – 82, 3%, qядро – 16, 2%. Среднюю плотность Земли определяют плотная мантия и очень плотное ядро. Источники информации: Ø скорость сейсмических волн, Ø эксперименты по фазовым изменениям в веществе.

2. Давление На основании характера изменения плотности в недрах можно рассчитать распределение давления с глубиной

3. Температура ØВ основании земной коры ~500º С. ØВерхняя мантия ~1200º С. ØГраница мантии и ядра ~2000 -3500º С Температура в центре Земли вряд ли существенно превышает 4000º С.

Естественные физические поля Земли

I. Гравитационное поле Земли, поле силы тяжести: силовое поле, обусловленное притяжением Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением. Р – сила тяжести. F – сила притяжения Земли, направлена к центру Земли. Q – центробежная сила, направлена от оси вращения и перпендикулярна ей. На полюсе: Q = 0, P = F = max. На экваторе: Q = max, P = F – Q = min Сила тяжести на экваторе на ~0, 5% меньше, чем на полюсах.

II. Тепловое поле Земли Внешний источник тепла Земли – солнечная радиация. Солнечной энергии хватает на прогрев Земли до глубины 20 -40 м. Здесь находится зона постоянных годовых температур, средняя температура которой обычно на 34 градуса выше среднегодовой температуры воздуха. В Москве на глубине 20 м постоянная температура +4, 2 С. Ниже температура пород начинает постепенно расти, но с разной скоростью в разных местах земного шара.

II. Тепловое поле Земли Внутренние источники тепла Земли : 1. Распад радиоактивных изотопов урана, тория калия и других радиоактивных элементов, рассеянных в горных породах. 2. Гравитационная (плотностная) дифференциация вещества, благодаря которой Земля разделена на оболочки. 3. Деформации за счёт приливного воздействия Луны. 4. Остаточное тепло Земли Значение других источников очень мало

Солнечная радиация и радиационный баланс Земля получает половину миллиардной доли излучения Солнца.

Геотермический градиент увеличение температуры с глубиной в градусах на единицу глубины http: //www. mpoweruk. com/geothermal_energy. htm

Геотермический градиент Средний геотермический градиент равен 30 ºС на 1 км глубины или 3 ºС на 100 м глубины. Геотермический градиент в вулканических областях (красная линия), на платформах (синяя линия) и усредненное значение (фиолетовая линия). Обратная величина – геотермическая ступень: интервал глубины в метрах, на котором температура пород повышается на 1 ºС. Средняя геотермическая ступень 33 метра.

III. Магнитное (геомагнитное) поле Земли Главное, или основное геомагнитное поле генерируется внутриземными источниками. Аномальное поле, создаваемое намагниченными горными породами. Внешнее, или переменное, геомагнитное поле, связанно с солнечно-земными взаимодействиями. Силовые линии дипольного магнитного поля Земли Напряженность дипольного магнитного поля Земли ~ 0, 5 эрстед. Магнитному полю Земли лучше всего соответствует дипольная модель однородно намагниченного шара

Геомагнитные полюсы – точки пересечения магнитной оси с земной поверхностью, в которых магнитное наклонение = 90º S – в Северной Гренландии. S N – в Антарктиде. Полюсы медленно мигрируют. S – в сторону Сибири. Угол между северным географическим и условно северным магнитным полюсами сейчас составляет 7, 3º N

Магнитосфера Область геомагнитного поля, обтекаемого солнечным ветром, ее граница с дневной стороны проходит на расстоянии 70 -80 тыс. км от Земли, границы хвоста не известны. Граница магнитосферы Земли, на которой давление магнитного поля равно давлению окружающей магнитосферу плазмы называется магнитопауза.

Геомагнитное поле несет важную экологическую функцию, защищая Землю и все живое от губительного потока ионизированного плазменного вещества. Области магнитосферы, представляющие собой геомагнитные ловушки, удерживающие частицы в ограниченном объеме, образуют радиационные пояса Земли.