Форма, размеры и внутреннее строение Земли

ФОРМА, РАЗМЕРЫ И СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Характеристика планет Солнечной системы

Земля — одна из планет Солнечной системы, входящей в свою очередь в Галактику (Млечный Путь). Рождение Земли и ее последующая история тесно связаны с развитием Солнечной системы. Наша Галактика представляет собой плоское дискообразное скопление звезд, космической пыли и разреженного газа. Эта гигантская линза имеет высокую плотность вещества в центральной части — там больше звезд, а к краям плотность материи уменьшается, появляются спиральные ветви (рис. 1.1). Диаметр Галактики равен 100 тыс., а толщина — 10 тыс. световых лет.

Солнечная система располагается на расстоянии 2/3 радиуса от центра Галактики в одной из ветвей спирали. Она движется по галактической орбите со скоростью около 200 км/с, совершая полный оборот за 270 млн лет. Солнечная система состоит из Солнца, девяти планет, их спутников, а также пояса астероидов, движущихся в плоскости вращения Солнца как общая взаимосвязанная система. Солнце — это шар раскаленных газов с температурой наружной части около 6 000 °С и внутренней — 20-30 млн градусов. В центральных частях Солнца водород превращается в гелий с выделением нейтрино и большого количества энергии. В Солнце сосредоточена основная масса (99,86%) Солнечной системы, радиус которой около 6 млрд км.

Рис. 1.1. Спиральные рукава Галактики и положение

Солнечной системы

Планеты Солнечной системы разделяются на две группы, разграниченные поясом астероидов, расположенным между Марсом и Юпитером. Ближе к Солнцу – планеты земной группы: Меркурий, Венера, Земля с Луной и Марс; за поясом астероидов - группа Юпитера: Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и Плутон (рис. 1.2). Характерной особенностью Солнечной системы является сосредоточение 0,99 момента количества движения в планетах, масса которых всего 0,001 общей массы Солнечной системы (табл.).

Ниже приводится характеристика планет земной группы, как наиболее изученных и обладающих параметрами близкими к параметрам Земли.

Рис. 1.2. Относительные размеры Солнца и планет

Таблица физических параметров тел Солнечной системы ска?)

Объект	М/МЗем	R/RЗем	σ, г/см3	g, м/с2	Магн. поле, Эрстед	К-во спутников	Период вращения	Момент к-ва движ.
Солнце	99,9%							0,01
Меркурий	0,055	0,38	5,44	3,7	0,03		59 сут	0,99
Венера	0,82	0,95	5,25	8,87	0,25		243сут обратн.
Земля	1,0	1,0	5,52	9,8	0,5	1,0	1,0сут
Марс	0,107	0,53	3,94	3,73	0,07		1,03сут
Юпитер		11,2	1,33				10час
Сатурн		9,4	0,7	9,1			9,1час
Уран		4,1	1,26	7,8			15час
Нептун		3,9	1,67				18час
Плутон	0,1?	0,2	4,9?

Рельеф и поверхностные образования планет земной группы – результат взаимодействия эндогенных и экзогенных факторов.

Значение экзогенных факторов определяется атмосферой, гидросферой и биосферой. Наличие на Венере и Марсе атмосферы является причиной образования осадочных пород и формирования особенности рельефа этих планет. Наличие у Земли атмосферы и гидросферы, а также биосферы ставят её в особое положение среди планет и обусловливают широкое развитие осадочных пород.

Роль экзогенных факторов на Луне и Меркурии минимальна. Огромные площади здесь заняты магматическими породами. Особенности поверхности этих тел определяются эндогенными факторами и воздействием метеоритов. Поверхность тел покрыта реголитом. Реголит – результат мощной метеоритной бомбардировки. Сильные удары о поверхность планет сопровождались частичным плавлением пород. Ультрафиолетовое облучение и солнечный ветер (поток электронов и протонов) обусловили разрушение структуры минералов. В результате грунт планет представляет обломки пород от пылеватых частиц до глыб в несколько метров в поперечнике.

Главным признаком тектонической активности планет являются вулканические процессы, наиболее ярко проявившиеся на ранних этапах их развития. Вулканические процессы начались с излияния лав трещинного типа на континентах, а затем мощные проявления вулканизма захватили океанические и морские депрессии. Следы вулканической деятельности говорят о длительности и чрезвычайном многообразии вулканических процессов на Луне, Марсе, Меркурии и Венере. Высота гиганта Олимпа, крупного вулкана Марса, достигает 28 км при поперечнике 600 км. Кальдера его имеет диаметр 65 км. Вулканические процессы Земли проявились на протяжении всей истории развития и в настоящее время.

Тектоника планет земной группы характеризуется тектонической асимметрией, связанной с особенностями строения и мощностью коры и мантии, разрывными нарушениями, сейсмичностью.

Фактов асимметрии в строении Земли много – это распределении площади континентов и океанов; впадина Тихого океана, занимающая 1/3 площади планеты; смещение центра тяжести Земли от геометрического центра на 400 км; несовпадение географических и магнитных полюсов и др.

Луна также представлена двумя различными сегментами: полушарие, обращенное к Земле, сложено преимущественно лунными морями, а противоположное — областями с многочисленными кратерами. Области лунных впадин занимают около 1/3 поверхности планетного тела, опущены они до глубины порядка 4 км и обрамлены кордильерами. Возраст молодых базальтов, слагающих моря, —3-4 млрд лет, что свидетельствует о раннем заложении тектонической асимметрии на Луне.

Северное полушарие Марса занято Великой океанической равниной, южное сложено более древней поверхностью с кратерами.

Тектоническая асимметрия Меркурия обусловлена депрессией, достигающей в поперечнике 1300 км и занимающей примерно 1/3 всей площади планеты. Она (как на Луне и Земле) обрамлена концентрическими поднятиями — кордильерами.

Планеты земной группы характеризуются рядом сходных особенностей строения, их тектоническое развитие протекало по близким схемам. Использование сравнительного планетологического метода позволяет реконструировать события становления первичной коры планет. Для Земли это задача трудная, так как поздние геологические процессы изменили изначальный облик планеты и не удалось восстановить события в первый миллиард лет её жизни.

На Луне, Марсе, Меркурии, Земле и Венере обнаружены метеоритные кратеры диаметром от десятков до сотен километров. Кинетическая энергия удара очень велика. При резком торможении метеоритного тела происходят испарение и плавление вещества, как метеорита, так и поверхности планетного тела. Планеты малого размера не способны удержать продукты взрыва на своей поверхности и поэтому не могли продолжать свой рост. Так, Луна и Меркурий теряют газообразные компоненты, но сохраняют на своей поверхности конденсаты тугоплавких соединений. Земля и Венера удерживают летучие соединения и формируют из них оболочки, окружающие планету. Догеологический этап планет характеризуется мощным притоком вещества и энергии из всепланетного пространства.

Геологический этап планет начался с формирования материков и океанических впадин, окруженных кордильерами и ступенчатыми блоковыми деформациями (как на Марсе). Формирование океанических впадин сопровождается заполнением их лавами и возникновением крупных разрывных нарушений.

На изученных планетах обнаружены разрывные нарушения. Среди них выделяются трещины растяжения, развитие которых привело к формированию рифтовых зон на Марсе, Венере и Земле. Проявление складчатости на Земле связано с наличием мощной осадочной оболочки. Линейные системы складок на Венере сравнимы с подвижными складчатыми поясами Земли. На Венере выявлены структуры «паркета» подобно докембрийским структурам нашей планеты.

Длительность и активность геологических процессов во многом определяются размером планетного тела. Меркурий и Луна прекратили свою тектоническую деятельность около 3 млрд. лет назад. На Марсе еще остались признаки тектонической активности. Земля и Венера продолжают быть активными и сегодня.

Все планеты земной группы имеют концентрически-сферическое внутреннее строение и состоят из коры (континентальной и океанической), мантии и ядра. Степень развития этих оболочек различная. Во внутреннем строении всех планет земной группы обнаружены неравномерности распределения плотности внутри мантии. Более плотные массы получили название масконов. Масконы влияют на смещение центра тяжести планет и несовпадение его с геометрическим центром, что приводит к колебаниям оси вращения планет. Для Земли центр тяжести смещен в сторону Тихого океана от геометрического центра на 400 км.

Форма, размеры и внутреннее строение Земли

Первые представления о формах и размерах Земли появились в глубокой древности. Античные мыслители (Пифагор – V в. до н.э., Аристотель – III в. до н.э. и др.) высказывали мысль, что наша планета имеет шарообразную форму.

Геодезические и астрономические исследования последующих столетий дали возможность судить о действительной форме Земли и ее размерах. Формирование Земли происходило под действием двух сил – силы взаимного притяжения частиц ее массы и центробежной силы, обусловленной вращением планеты вокруг своей оси. Равнодействующей обеих названных сил является сила тяжести, выражаемая в ускорении, которое приобретает каждое тело, находящееся у поверхности Земли. Под воздействием силы тяжести Земля должна иметь сжатие в направлении оси вращения и, следовательно, ее форма представляет эллипсоид вращения, или сфероид. Степень сжатия зависит от угловой скорости вращения и прочности земного вещества. Разница полярного и экваториального радиусов Земли составляет 21 км. Отношение длин полуосей эллипсоида определяет сжатие Земли. Земля несимметрична по отношению к экватору: южный полюс расположен ближе к экватору, чем северный. Земля является не двухосным, а трехосным эллипсоидом. В связи с расчленением рельефа (наличием гор и впадин) действительная форма Земли является более сложной, чем трехосный эллипсоид. Наиболее высокая точка на Земле – гора Джомолунгма в Гималаях – достигает высоты 8 848 м. Наибольшая глубина океана 11 034м обнаружена в Марианской впадине. Таким образом, максимальная амплитуда рельефа земной поверхности составляет около 20 км.

Фигуру Земли назвали геоидом, что дословно обозначает «землеподобный». Геоид – воображаемая уровенная поверхность, которая определяется тем, что направление силы тяжести к ней всюду перпендикулярно. Эта поверхность совпадает с уровнем воды в Мировом океане, который мысленно проводится под континентами. Это та поверхность, от которой производится отсчет высот рельефа. Поверхность геоида приближается к поверхности трехосного эллипсоида, отклоняясь от него местами на величину 100-150 м (повышаясь на материках и понижаясь на океанах (рис. 1.3).

В настоящее время за фигуру Земли при расчетах принимается эллипсоид Красовского. По этим данным экваториальный радиус Земли равен 6 378,245 км, полярный радиус – 6 356,863 км, полярное сжатие – 1/298,25. Объем Земли составляет 1,083·10¹² км³, а масса – 6·10²⁷г. Ускорение силы тяжести на полюсе 983, на экваторе 978 см/с². Площадь поверхности Земли около 510 млн. км², из которых 70,8% -- Мировой океан и 29,2% – суша. В распределении океанов и материков наблюдается асимметрия. В Северном полушарии это соотношение составляет 61 и 39%, в Южном – 81 и 19%.

Изучение внутреннего строения Земли производится различными геологическими и геофизическими методами. Геологические методы основаны на изучении естественных обнажений горных пород,

Рис. 1.3 Поверхности рельефа, сфероида и геоида Земли

разрезов шахт и рудников, кернов глубоких буровых скважин. Глубина скважин достигает 7,5-9,5 км, и только одна скважина на Кольском полуострове достигла глубины 12,5 км. В вулканических областях по продуктам извержения вулканов можно судить о составе вещества на глубинах 50-100 км. В целом же глубинное внутреннее строение Земли изучается главным образом геофизическими методами: сейсмическими, гравиметрическими, магнитометрическими и др. Наиболее информативными оказались данные использования сейсмических волн землетрясений. Гипоцентры землетрясенийрасполагаются на глубинах от 10 до 720 км. Наиболее глубокие гипоцентры прослежены в разломных зонах по окраинам Тихого океана. Возникающие в очаге сейсмические волны просвечивают Землю и дают представление о той среде, через которую они проходят (рис. 1.4).

В очаге землетрясения возникают два главных типа волн:

1) самые быстрые продольные Р -волны;

2) более медленные поперечные S -волны.

Соотношение скоростей продольных и поперечных волн равно корню квадратному из трех. При распространении Р -волн горные породы испытывают сжатие и растяжение (смещение частиц среды вдоль направления волны). Р -волны проходят в твердых и жидких телах земных недр. Поперечные S -волны (колебания частиц перпендикулярны направлению распространения волны) распространяются только в твердых телах. Регистрация прихода сейсмических волн производится на сейсмических станциях,расположенных по всему земному шару. Изучение времени прихода волн к сейсмостанциям позволяет судить о скорости распространения колебаний на разных глубинах, поскольку к более отдаленным станциям приходят волны, прошедшие через более глубокие слои Земли. Время прихода волн зависит от расстояния до источника и скорости сейсмических волн.

Выделено несколько границ первого порядка, в которых скорость сейсмических волн резко изменяется. Земная кора отделяется от верхней мантии резкой граничной скоростью для продольных волн от 7,0-8,2 до 13,6 км/с. Мохоровичич при изучении балканских землетрясений впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за нижнюю границу земной коры. Эту границу сокращенно называют границей Мохо или М.

Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое уменьшение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствуют о необычном состоянии вещества, отличающемся от твердой мантии. Эта граница названа именем Гутенберга.

Третий раздел совпадает с границей внешнего и внутреннего ядра Земли, где скорость продольных волн увеличивается, и появляются поперечные волны. Такая сейсмическая характеристика внутреннего ядра обусловлена его твердым состоянием.

Рис. 1.4. Пути продольных Р-волн, проходящих через Землю

Показана зона тени волн Р и S. Пунктиром изображены слабые волны Р в зоне тени, свидетельство наличия внутреннего ядра с большой скоростью волн

Изменения скорости сейсмических волн с глубиной показывают на неоднородность и расслоенность Земли (рис.1.5). Выделяют три главные зоны Земли: земная кора мантия и ядро.

Земная кора, слой А – верхняя оболочка Земли, мощность которой изменяется от 6-7 км под глубокими частями океанов до 35-40 км под равнинными платформенными территориями континентов, до 50-75 км под горными сооружениями (Гималаями, Памиром).

Мантия Земли до глубин 2 900 км.Мантия составляет 83% объема и 68% массы Земли. По распределению сейсмических скоростей мантию подразделяют на три зоны: верхнюю - на глубинах до 420 км, переходный слой – 420-1 050 км и нижнюю – 1 050-2 900 км. В верхней и нижней мантии низкие плотностные градиенты, в переходной зоне - более высокие. Предположение о составе мантии дают метеориты, вулканические базальты, кимберлитовые трубки, офиолиты, выведенные на поверхность Земли в результате надвиговых движений. Мантия Земли состоит из ультрабазитов. Т.е. с глубиной уменьшается кислотность пород. Важнейшими минералами в этих породах являются оливин, пироксен, амфибол.

Верхняя мантия (слой В, до 420 км). Верхняя мантия состоит из железисто-магнезиальных силикатов, представленных минералами оливином и пироксеном. С ней связаны процессы вулканизма, землетрясений, тектонических подвижек. Перидотитовый состав верхней мантии лучше удовлетворяет имеющимся физическим условиям. Частичное плавление перидотита превращает вещество мантии в базальт. Температура плавления перидотита понижается присутствием воды. Вода в породах мантии может появиться из водосодержащих минералов роговой обманки и флагопита, присутствующих в мантии. На глубине 200 км происходит превращение пироксена в гранат, что дает увеличение плотности вещества на 3-4 % и отмечается увеличением скорости продольных волн и плотности от 3,3 до 3,4 г/см³ (рис. 1.6).

Непосредственно ниже границы Мохо располагается высокоскоростной твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, который совместно с земной корой называют литосферой. Ниже литосферы отмечается слой, в котором наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн, что свидетельствует о своеобразном состоянии вещества. Этот слой менее вязкий, более пластичный по отношению к выше и ниже расположенным слоям, на­зывают астеносферой (астенос — слабый) или волноводом. Именно с этим слоем связывают горизонтальные движения литосферных плит. По-видимому, под влиянием нарастания температуры часть мантийного вещества (около 1%) плавится, возможно, образуются жидкие пленки вокруг твердых зерен породы или просто капли жидкости, в результате уменьшается вязкость.

Глубина залегания астеносферного слоя неодинакова под океанами и континентами. Обнаружено, что под рифтами срединно-океанических хребтов астеносферный слой местами находится на глубине 2-3 км от поверхности дна. На щитах, где древние кристаллические породы выходят непосредственно на поверхность астеносферный слой определяется на глубинах 200-250 км. Это свидетельствует о явлении изостазии — состоянии равновесия масс земной коры и мантии. Известно, что Канадский и Балтийский древние щиты платформы подвергались мощным четвертичным оледенениям. Под влиянием ледниковой нагрузки эти части континентов прогибались, как это наблюдается сейчас в Антарктиде и Гренландии. После таяния ледников и снятия нагрузки за относительно небольшой срок произошел быстрый подъем — выравнивание нарушенного равновесия.

Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено обобщающее понятие тектоносферы. Это понятие объединяет земную кору и верхнюю мантию до глубин около 700 км (где зафиксированы наиболее глубокие очаги землетрясений).

Переходная зона мантии (слой С, 400-1050 км). Переходной слой мантии имеет плотность 4,68 г/см³, скорость упругих волн 9-11,4 км/с. На скоростном разрезе выделены три скачка скорости – 400, 650, 1050 км. Они соответствуют изменениям плотностного разреза. Зона представляет область образования фазы высокого давления силикатных минералов. Фазовые превращения включают изменения структуры и плотности без изменения химического состава. Глубина 400 км при давлении 110-130 кбар соответствует границе фазового перехода оливина в шпинель. Здесь же происходит и превращение пироксена в гранат. Процессы превращения сопровождаются изменением объема на 6-9%. На глубине 650 км происходит перестройка структуры шпинели, граната, пироксена. Повышение плотности за счет этих процессов составляет 9-10%. При фазовых переходах происходят изменения объема вещества: переход пироксен-гранат - уменьшение объема на 7,8%, гранат-ильменит – 8%, ильменит-пироксен – 6,9%.

Нижняя мантия (слой D, 1050-2900 км) - имеет однородный состав с плотностью вещества от 4,6 до 9,4 г/см³ и скоростями продольных волн – 11,4 -13,6 км/с, скорость поперечных волн падает.

Рис. 1.5. Внутренние оболочки Земли

Ядро Земли, подразделяется на внешнее ядро – слой Е в пределах глубин 2 900- 5 000 км; и внутреннее – слой G до 6 970 км.Ядро составляет 16,2% объема и 32% массы Земли.

Внешнее ядро имеет скорость сейсмических волн 8,1-10,4 км/с. Сквозь внешнее ядро не проходят поперечные волны, что говорит о его жидком состоянии. Плотность вещества изменяется от границы мантии 9,9 г/см³ до внутреннего ядра 12,2 г/см³. При давления 1,4 Мбар (граница ядро-мантия) чистое железо имеет плотность 10,6 г/см³, значит, во внешнем ядре железо должно быть разбавлено более легкими элементами. Наиболее вероятными являются кремний и сера. Хорошее совпадение дает сплав железа – 90%, кремния – 10% или серы 10-15%. Минимально возможная температура у границы ядро-мантия – 1 800 °С, максимальная – 3 900 °С.

Внутреннее ядро находится в твердом состоянии. Оно составляет 1,7% массы Земли. Плотность внутреннего ядра принимают 12,6-18 г/см³. Эти значения при давлении 3,6 Мбар могут быть получены только при смеси железа с никелем. Одно железо не может приобрести такую плотность. Свойства внутреннего земного ядра соответствуют свойствам смеси 10% никеля и 90% железа. При этом оба элемента обладают при высоких температурах и давлениях полной эквивалентностью свойств в кристаллических решетках. Для внутреннего ядра максимальная температура внешней границы – 4 400 °С, минимальная – 2 340 °С. Потеря энергии в связи с конвекционными течениями привела к остыванию ядра и его росту. Предполагают, что рост ядра продолжается, и будет идти до 10% массы Земли.