Krótki opis wewnętrznej budowy ziemi. Wewnętrzne i zewnętrzne warstwy Ziemi. Z czego zbudowana jest atmosfera Ziemi?

Jest jeden ciekawa funkcja w strukturze naszej planety: spotykamy się z najbardziej złożoną i różnorodną strukturą w warstwach powierzchniowych skorupa Ziemska; im głębiej schodzimy do wnętrzności Ziemi, tym prostsza staje się jej struktura. Można oczywiście wyrazić podejrzenie, że tylko nam się tak wydaje, bo im głębiej schodzimy, tym bardziej przybliżone i niepewne stają się nasze informacje. Najwyraźniej nadal tak nie jest, a uproszczenie struktury z głębią jest faktem obiektywnym, niezależnym od stopnia naszej wiedzy.

Rozważanie zaczniemy od góry, od najbardziej złożonego górne warstwy skorupa Ziemska. Warstwy te, jak wiemy, badane są głównie za pomocą bezpośrednich metod geologicznych.

Około dwie trzecie powierzchni Ziemi pokrywają oceany; jedna trzecia przypada na kontynenty. Struktura skorupy ziemskiej pod oceanami i kontynentami jest inna. Dlatego najpierw rozważymy cechy kontynentów, a następnie zwrócimy się do oceanów.

Na powierzchni ziemi na kontynentach różne miejsca znaleziono skały w różnym wieku. Niektóre obszary kontynentów zbudowane są na powierzchni najstarszych skał - archeozoiku lub, jak się je powszechnie nazywa, archaiku i proterozoiku. Razem nazywane są skałami pre-paleozoicznymi lub prekambryjskimi. Ich osobliwością jest to, że większość z nich jest silnie przeobrażona: gliny przekształciły się w łupki metamorficzne, piaskowce w kwarcyty krystaliczne, wapienie w marmury. Ważną rolę wśród tych skał odgrywają gnejsy, czyli granity łupkowe, a także zwykłe granity. Obszary, w których te najstarsze skały wychodzą na powierzchnię, nazywane są masywami krystalicznymi lub tarcze. Przykładem jest Tarcza Bałtycka, obejmująca Karelię, Półwysep Kolski, całą Finlandię i Szwecję. Kolejna tarcza obejmuje większość Kanady. W ten sam sposób większość Afryki jest tarczą, podobnie jak większa część Brazylii, prawie całe Indie i cała Zachodnia Australia. Wszystkie skały starożytnych tarcz nie tylko ulegają metamorfozom i rekrystalizacji, ale także są bardzo mocno pofałdowane w drobne, złożone fałdy.

Pozostałe obszary na kontynentach zajmują głównie skały młodsze - wiekowo paleozoiczne, mezozoiczne i kenozoiczne. Są to głównie skały osadowe, choć wśród nich są też skały pochodzenia magmowego, wylewane na powierzchnię w postaci lawy wulkanicznej lub intrudowane i zakrzepłe na pewnej głębokości. Istnieją dwie kategorie obszarów: na powierzchni niektórych warstw skał osadowych leżą bardzo cicho, prawie poziomo, a na nich obserwuje się tylko rzadkie i niewielkie fałdy. W takich miejscach skały magmowe, zwłaszcza natrętne, odgrywają stosunkowo niewielką rolę. Takie obszary nazywają się platformy. W innych miejscach skały osadowe są mocno pogniecione w fałdy, podziurawione głębokimi pęknięciami. Wśród nich często spotykane są intruzje lub erupcje skał magmowych. Miejsca te zwykle pokrywają się z górami. Nazywają się zagięte strefy, lub geosynkliny.

Różnice między poszczególnymi platformami i strefami fałdowymi są w wieku skał leżących spokojnie lub pofałdowanych. Wśród platform wyróżniają się platformy antyczne, na których wszystkie skały paleozoiczne, mezozoiczne i kenozoiczne leżą niemal poziomo na wysoko przeobrażonej i pofałdowanej „bazie krystalicznej” złożonej ze skał prekambryjskich. Przykładem platformy antycznej jest platforma rosyjska, w której wszystkie warstwy, począwszy od kambru, są na ogół bardzo spokojne.

Są platformy, na których nie tylko prekambr, ale także warstwy kambru, ordowiku i syluru są pogniecione w fałdy, a młodsze skały, począwszy od dewonu, leżą spokojnie na wierzchu tych fałdów na ich zerodowanej powierzchni (jak mówią: „ niezgodnie”). W innych miejscach „podłoże fałdowane” tworzą, z wyjątkiem prekambru, wszystkie skały paleozoiczne, a jedynie skały mezozoiku i kenozoiku leżą prawie poziomo. Platformy dwóch ostatnich kategorii nazywane są młodymi. Niektóre z nich, jak widzimy, powstały po okresie syluru (wcześniej istniały tu strefy fałdowe), inne zaś po zakończeniu ery paleozoicznej. Okazuje się więc, że na kontynentach istnieją platformy w różnym wieku, powstałe wcześniej lub później. Przed powstaniem platformy (w niektórych przypadkach - do końca ery proterozoicznej, w innych - do końca okresu syluru, w innych - do końca ery paleozoicznej) nastąpiło silne załamanie warstw w fałdy w skorupie ziemskiej wprowadzono do niej stopione skały magmowe, osady poddano metamorfizacji, rekrystalizacji. I dopiero potem nastał spokój, a kolejne warstwy skał osadowych, gromadzące się poziomo na dnie basenów morskich, na ogół zachowały swój spokojny przebieg w przyszłości.

Wreszcie w innych miejscach wszystkie warstwy są fałdowane i penetrowane przez skały magmowe - aż do neogenu.

Mówiąc, że platformy mogą powstać w inny czas, zwracamy również uwagę na różny wiek stref zagięcia. Rzeczywiście, na starożytnych krystalicznych tarczach zapadanie się warstw w fałdy, wtargnięcie skał magmowych i rekrystalizacja zakończyły się przed początkiem paleozoiku. Dlatego tarcze są strefami fałdowania prekambryjskiego. Tam, gdzie warstwy nie zostały naruszone od okresu dewonu, składanie warstw w fałdy trwało do końca syluru lub, jak mówią, do końca wczesnego paleozoiku. W konsekwencji ta grupa młodych platform jest jednocześnie obszarem fałdowania wczesnego paleozoiku. Składanie w tym czasie nazywa się składaniem kaledońskim. Tam, gdzie platforma uformowała się od początku mezozoiku, mamy strefy fałdowania późnego paleozoiku lub hercyna. Wreszcie obszary, w których wszystkie warstwy, aż do neogenu włącznie, są silnie sfałdowane, są strefami najmłodszego, alpejskiego fałdowania, w którym tylko warstwy utworzone w czwartorzędzie nie są sfałdowane.

Mapy przedstawiające położenie platform i stref pofałdowanych w różnym wieku oraz niektóre inne cechy struktury skorupy ziemskiej nazywane są tektoniką (tektonika to gałąź geologii, która bada ruchy i deformacje skorupy ziemskiej). Mapy te stanowią uzupełnienie map geologicznych. Te ostatnie są pierwotnymi dokumentami geologicznymi, które najbardziej obiektywnie wyjaśniają strukturę skorupy ziemskiej. Mapy tektoniczne zawierają już pewne wnioski: o wieku platform i stref fałdowych, o naturze i czasie powstawania fałdów, o głębokości pofałdowanego podłoża pod spokojnymi warstwami platform itp. Zasady sporządzania map tektonicznych zostały opracowany w latach 30. przez sowieckich geologów, głównie akademika A.D. Archangielskiego. Mapy tektoniczne po Wielkiej Wojnie Ojczyźnianej związek Radziecki opracowano pod kierunkiem akademika N. S. Shatsky'ego. Mapy te służą jako przykład do opracowywania międzynarodowych map tektonicznych Europy, innych kontynentów i całej Ziemi jako całości.

Inna jest grubość warstw osadowych w miejscach, gdzie leżą spokojnie (tj. na platformach) i gdzie są silnie pofałdowane. Na przykład osady jurajskie na rosyjskiej platformie nigdzie nie są grubsze ani „grubsze” niż 200 metrów, podczas gdy ich miąższość na Kaukazie, gdzie są mocno pogniecione w fałdy, dochodzi miejscami do 8 kilometrów. Osady okresu karbońskiego na tej samej rosyjskiej platformie mają grubość nie większą niż kilkaset metrów, a na Uralu, gdzie te same osady są silnie pofałdowane, ich grubość miejscami dorasta do 5-6 kilometrów. Wskazuje to, że gdy na platformie iw rejonach strefy pofałdowanej gromadziły się osady w tym samym wieku, skorupa ziemska opadła bardzo mało na platformie i opadła znacznie silniej w strefie pofałdowanej. W związku z tym na platformie nie było miejsca na akumulację tak grubych formacji, jakie mogłyby się gromadzić w głębokich rynnach skorupy ziemskiej w strefach pofałdowanych.

W obrębie platform i stref fałdowych grubość nagromadzonych skał osadowych nie wszędzie pozostaje taka sama. Różni się w zależności od witryny. Ale na platformach zmiany te są płynne, stopniowe i niewielkie. Wskazują one, że podczas akumulacji osadów platforma w niektórych miejscach ugięła się nieco bardziej, w niektórych nieco mniej, aw jej podstawie utworzyły się szerokie, łagodne rynny (synekzy), oddzielone równie łagodnymi wypiętrzeniami (anteklizami). Natomiast w strefach pofałdowanych grubość skał osadowych w tym samym wieku zmienia się bardzo gwałtownie w zależności od miejsca na krótkich dystansach, zwiększając się do kilku kilometrów lub zmniejszając do kilkuset lub dziesiątek metrów, a nawet zanikając. Wskazuje to, że podczas akumulacji osadów w strefie fałdowanej niektóre obszary zapadały się silnie i głęboko, inne zapadały niewiele lub wcale, a jeszcze inne silnie wznosiły się, o czym świadczą znajdujące się obok nich gruboziarniste osady, które powstałe w wyniku erozji wyniesionych obszarów. Ponadto znamienne jest to, że wszystkie te obszary, które intensywnie uginały się i intensywnie wznosiły, były wąskie i ułożone w formie pasów blisko siebie, co prowadziło do bardzo dużych kontrastów w ruchach skorupy ziemskiej na bliskich odległościach.

Mając na uwadze wszystkie powyższe cechy ruchów skorupy ziemskiej: bardzo kontrastowe i silne osiadanie i podnoszenie, silne fałdowanie, energiczną aktywność magmową, czyli wszystkie cechy historycznego rozwoju stref fałdowych, strefy te są zwykle nazywane geosynkliny, pozostawiając nazwę „strefa fałdowana” tylko po to, by scharakteryzować ich nowoczesną strukturę, która była wynikiem wszystkich wcześniejszych gwałtownych wydarzeń w skorupie ziemskiej. Będziemy nadal używać terminu „geosyncline”, gdy mówimy nie o nowoczesnej strukturze strefy pofałdowanej, ale o cechach jej wcześniejszego rozwoju.

Platformy i strefy fałd znacznie różnią się od siebie minerałami, które znajdują się na ich terenie. Na platformach znajduje się niewiele skał magmowych, które wdarły się w spokojne warstwy skał osadowych. Dlatego minerały pochodzenia magmowego są rzadko spotykane na platformach. Ale w spokojnie występujących warstwach osadowych platformy węgle, ropa, gazy naturalne, a także sól kamienna, gips, materiały budowlane itp. W strefach fałdowych przewaga jest po stronie minerałów magmowych. To jest - różne metale, które powstały w różnych etapach krzepnięcia komór magmowych.

Kiedy jednak mówimy o dominującym zamknięciu minerałów osadowych na platformach, nie możemy zapominać, że mówimy o warstwach, które leżą spokojnie, a nie o tych mocno przeobrażonych i pokruszonych skałach krystalicznych starożytnego „zagiętego fundamentu” platform, co najlepiej widać na „tarczach”. Te skały piwniczne odzwierciedlają epokę, kiedy platforma jeszcze tu nie istniała, ale istniała geosynklina. Dlatego minerały znajdujące się w pofałdowanej piwnicy są w swoim rodzaju geosynklinalne, tj. głównie magmowe. W związku z tym na platformach znajdują się niejako dwie kondygnacje minerałów: dolna kondygnacja jest starożytna, należąca do fundamentu, geosynklinalna; charakteryzuje się rudami metali; ostatnie piętro- właściwie platforma, należąca do pokrywy skał osadowych leżąca spokojnie na fundamencie; są to minerały osadowe, tj. głównie minerały niemetaliczne.

Trzeba powiedzieć kilka słów o fałdach.

Mocne składanie w strefach zagięcia i słabe składanie na platformach zostało wspomniane powyżej. Należy zauważyć, że należy mówić nie tylko o różnej intensywności fałdowania, ale także o tym, że fałdy różnych typów są charakterystyczne dla stref fałdowych i platform. W strefach zagiętych fałdy należą do typu zwanego liniowym lub kompletnym. Są to długie, wąskie fałdy, które niczym fale następują po sobie, przylegając do siebie w kole i pokrywając zupełnie duże obszary. Fałdy mają różne kształty: niektóre są zaokrąglone, inne ostre, niektóre proste, pionowe, inne skośne. Ale wszystkie są do siebie podobne, a co najważniejsze, pokrywają strefę zagięcia w ciągłej serii.

Na platformach - fałdy innego typu. Są to oddzielne izolowane wypiętrzenia warstw. Niektóre z nich mają kształt stołu lub, jak mówią, w kształcie skrzyni lub pudełka, wiele ma wygląd łagodnych kopuł lub wałów. Fałdy tutaj nie są wydłużone, jak w strefie fałdowania, w paski, ale są ułożone w bardziej złożone kształty lub rozproszone raczej losowo. To składanie jest „nieciągłe” lub ma kształt kopuły.

Fałdy typu nieciągłego - wzniesienia klatki piersiowej, kopuły i wały - znajdują się nie tylko na platformie, ale także na krawędzi stref zagiętych. Tak więc następuje nieco stopniowe przejście od fałd platformy do tych typowych dla stref fałdowania.

Na platformach i na krawędzi stref fałdowych znajduje się inny osobliwy rodzaj fałd - tzw. „kopuły diapiryczne”. Powstają tam, gdzie na pewnej głębokości zalegają grube warstwy soli kamiennej, gipsu lub miękkiej gliny. Ciężar właściwy soli kamiennej jest mniejszy niż środek ciężkości inne skały osadowe (sól kamienna 2.1, piaski i iły 2.3). Tak więc lżejsza sól znajduje się pod cięższymi glinami, piaskami, wapieniami. Dzięki umiejętności skały powoli odkształca się plastycznie pod działaniem niewielkich sił mechanicznych (zjawisko pełzania, o którym była mowa powyżej), sól ma tendencję do wypływania na powierzchnię, przebijając i popychając leżące wyżej, cięższe warstwy. Sprzyja temu fakt, że sól pod ciśnieniem jest niezwykle płynna, a jednocześnie mocna: łatwo spływa, ale nie pęka. Sól unosi się kolumnami. Jednocześnie unosi leżące na sobie warstwy, wygina je w kształcie kopuły i wystając do góry powoduje ich rozpadanie się na osobne kawałki. Dlatego na powierzchni takie kopuły diapiryczne często wyglądają jak „złamana płyta”. W podobny sposób powstają fałdy diapiryczne, w których „przebijających się jądrach” znajdujemy nie sól, a miękkie gliny. Ale fałdy z gliny zwykle nie wyglądają jak okrągłe kolumny, jak kopuły solne, ale długie, wydłużone grzbiety.

Kopuły (w tym diapiry) i fale znajdujące się na platformach odgrywają ważną rolę w tworzeniu się nagromadzeń ropy i gazu. W strefach fałdowanych złoża mineralne kojarzą się głównie z pęknięciami.

Przejdźmy teraz do głębszych warstw skorupy ziemskiej. Będziemy musieli opuścić obszar, który znamy z bezpośredniej obserwacji z powierzchni i udać się gdzieś, gdzie informacje można uzyskać jedynie poprzez badania geofizyczne.

Jak już wspomniano, w widocznej części skorupy ziemskiej najgłębiej leżą skały metamorficzne epoki archaiku. Wśród nich najczęściej występują gnejsy i granity. Obserwacje pokazują, że im głębsze rozcięcie skorupy ziemskiej obserwujemy na powierzchni, tym więcej napotykamy granitów. Można więc sądzić, że jeszcze głębiej – kilka kilometrów pod powierzchnią tarcz krystalicznych lub około 10 km pod powierzchnią platform i stref pofałdowanych – napotkalibyśmy ciągłą warstwę granitu pod kontynentami. Górna powierzchnia tej warstwy granitu jest bardzo nierówna: albo wznosi się do powierzchni dziennej, albo opada 5-10 km poniżej niej.

Głębokość dolnej powierzchni tej warstwy możemy jedynie domyślać się na podstawie niektórych danych dotyczących prędkości propagacji drgań sejsmicznych sprężystych w skorupie ziemskiej. Prędkość przemieszczania się tzw. podłużnych fal sejsmicznych w granitach wynosi średnio około 5 km/s.

W fale podłużne Oscylacje cząstek występują w kierunku ruchu fali: do przodu i do tyłu. Tak zwane fale poprzeczne charakteryzują się fluktuacjami w poprzek kierunku ruchu fali: góra – dół lub prawo – lewo.

Jednak w wielu miejscach stwierdzono, że na głębokości 10, 15, 20 km prędkość propagacji tych samych podłużnych fal sejsmicznych staje się większa i osiąga 6 lub 6,5 km/s. Ponieważ prędkość ta jest zbyt duża dla granitu i zbliżona do prędkości propagacji drgań sprężystych, która w badaniach laboratoryjnych charakteryzuje taką skałę jak bazalt, nazwano warstwę skorupy ziemskiej o większej prędkości propagacji fal sejsmicznych. bazalt. W różne obszary zaczyna się na różnych głębokościach - zwykle na 15 lub 20 km, ale w niektórych obszarach zbliża się znacznie bliżej powierzchni i może do niej dotrzeć studnia o głębokości 6-8 km.

Jednak do tej pory ani jedna studnia nie przebiła się do warstwy bazaltowej i nikt nie widział skał, które leżą w tej warstwie. Czy to naprawdę bazalty? Są co do tego wątpliwości. Niektórzy uważają, że zamiast bazaltów znajdziemy tam te same gnejsy, granity i skały metamorficzne, które są charakterystyczne dla nadległej warstwy granitu, ale które na większej głębokości są silnie zagęszczane przez napór skał nadległych, a więc prędkość propagacji fal sejsmicznych w nich jest większa. Rozwiązanie tego zagadnienia jest bardzo interesujące i nie tylko teoretyczne: gdzieś w dolnej części granitu i górnej części warstw bazaltowych procesy powstawania granitów i narodziny tych gorących roztworów i gazów, z których różne rudy minerały krystalizują się powyżej, gdy przemieszczają się na powierzchnię, mają miejsce. Wiedzieć, czym naprawdę jest warstwa bazaltu, oznacza lepiej zrozumieć procesy powstawania rud metali w skorupie ziemskiej i prawa ich dystrybucji. Dlatego projekt wiercenia ultragłębokich studni w celu zbadania struktury całego granitu i przynajmniej górnej części warstwy bazaltu zasługuje na wszelkie wsparcie.

Warstwa bazaltowa jest dolną warstwą skorupy kontynentalnej. Na dole oddzielona jest od głębszych części Ziemi bardzo ostrym podziałem zwanym sekcja Mohorovicic(nazwa pochodzi od jugosłowiańskiego sejsmologa, który odkrył istnienie tej sekcji na początku naszego stulecia). Na tym odcinku Mohorovichic (lub w skrócie Moho) prędkość kompresyjnych fal sejsmicznych zmienia się gwałtownie: powyżej odcinka wynosi ona zwykle 6,5 km/s, a tuż pod nią wzrasta do 8 km/s. Ta sekcja jest uważana za dolną granicę skorupy ziemskiej. Jego odległość od powierzchni jest więc grubością skorupy ziemskiej. Obserwacje pokazują, że grubość skorupy pod kontynentami jest daleka od jednorodności. Średnio wynosi 35 km, ale pod górami rośnie do 50, 60, a nawet 70 km. Jednocześnie im wyższe góry, tym grubsza skorupa ziemska: duży występ powierzchni ziemi w górę odpowiada znacznie większemu występowi w dół; w ten sposób góry mają niejako „korzenie”, które sięgają głęboko w głębsze warstwy Ziemi. Natomiast pod równinami grubość skorupy jest mniejsza niż średnia. Względna rola warstw granitu i bazaltu w części skorupy ziemskiej również różni się w zależności od regionu. Szczególnie interesujące jest to, że pod niektórymi górami „korzenie” powstają głównie na skutek wzrostu grubości warstwy granitu, a pod innymi – na skutek wzrostu grubości warstwy bazaltu. Pierwszy przypadek obserwuje się na przykład na Kaukazie, drugi - w Tien Shan. Dalej zobaczymy, że pochodzenie tych gór jest inne; to również wpłynęło inna struktura pod nimi skorupa ziemska.

Na szczególną uwagę zasługuje jedna właściwość skorupy ziemskiej, ściśle związana z „korzeniami” gór: jest to tak zwana izostaza, czyli równowaga. Obserwacje wielkości grawitacji na powierzchni Ziemi pokazują, jak widzieliśmy, występowanie pewnych wahań tej wielkości w zależności od miejsca, tj. istnienie pewnych anomalii w grawitacji. Jednak anomalie te (po odjęciu wpływu położenia geograficznego i wysokościowego punktu obserwacyjnego) są niezwykle małe; mogą spowodować zmianę wagi osoby o zaledwie kilka gramów. Takie odchylenia od normalnej siły grawitacji są niezwykle małe w porównaniu z tymi, których można by się spodziewać, mając na uwadze topografię powierzchni Ziemi. W rzeczywistości, gdyby pasma górskie były stertą zbędnych mas na powierzchni Ziemi, to masy te powinny tworzyć silniejsze przyciąganie. Wręcz przeciwnie, nad morzami, gdzie zamiast gęstych skał ciałem przyciągającym jest mniej gęsta woda, siła grawitacji musiałaby osłabnąć.

W rzeczywistości nie ma takich różnic. Siła grawitacji nie staje się większa w górach i mniejsza na morzu, jest wszędzie w przybliżeniu taka sama, a obserwowane odchylenia od wartości średniej są znacznie mniejsze niż wpływ nierówności rzeźby lub wymiany skał przez woda morska powinna mieć. Z tego możliwy jest tylko jeden wniosek: dodatkowe masy na powierzchni, tworzące grzbiety, muszą odpowiadać brakowi mas na głębokości; tylko w tym przypadku całkowita masa i całkowita atrakcyjność skał pod górami nie przekroczy normalnej wartości. Wręcz przeciwnie, brak mas na powierzchni mórz musi odpowiadać niektórym cięższym masom na głębokości. Powyższe zmiany grubości skorupy pod górami i równinami właśnie spełniają te warunki. Średnia gęstość skały skorupy ziemskiej wynosi 2,7. Pod skorupą ziemską, bezpośrednio pod sekcją Moho, materia ma więcej duża gęstość, osiągając 3.3. Dlatego tam, gdzie skorupa ziemska jest cieńsza (pod nizinami), ciężkie podskorupowe „podłoże” zbliża się do powierzchni bliżej powierzchni, a jego przyciągający wpływ kompensuje „brak” mas na powierzchni. Przeciwnie, w górach wzrost grubości lekkiej skorupy zmniejsza ogólną siłę przyciągania, kompensując w ten sposób wzrost przyciągania spowodowany dodatkowymi masami powierzchniowymi. Tworzą się warunki, w których skorupa ziemska niejako unosi się na ciężkiej ściółce jak kry na wodzie: grubsza kry zanurza się głębiej w wodzie, ale także wystaje ponad nią; mniej gruba kry mniej tonie, ale też mniej wystaje.

Takie zachowanie kry odpowiada dobrze znanemu prawu Archimedesa, które określa równowagę ciał pływających. Skorupa ziemska również przestrzega tego samego prawa: tam, gdzie jest grubsza, wnika głębiej w podłoże w postaci „korzeni”, ale też wystaje wyżej na powierzchni; tam, gdzie skorupa jest cieńsza, ciężkie podłoże zbliża się do powierzchni, a powierzchnia skorupy jest stosunkowo obniżona i tworzy równinę lub dno morskie. Zatem stan skorupy odpowiada równowadze ciał pływających, dlatego stan ten nazywamy izostazą.

Należy zauważyć, że wniosek o równowadze skorupy ziemskiej w odniesieniu do jej grawitacji i podłoża jest słuszny, jeśli weźmiemy pod uwagę średnią grubość skorupy i średnią wysokość jej powierzchni dla dużych obszarów - kilkuset kilometrów średnicy . Jeśli natomiast zbadamy zachowanie się znacznie mniejszych fragmentów skorupy ziemskiej, to znajdziemy odchylenia od równowagi, rozbieżności między grubością skorupy a wysokością jej powierzchni, które wyrażają się w postaci odpowiednich anomalii grawitacyjnych . Wyobraź sobie wielką kry. Jego równowaga, podobnie jak ciało unoszące się na wodzie, będzie zależeć od jego średniej grubości. Ale w różnych miejscach kry może mieć bardzo różną grubość, może być korodowana przez wodę, a jej dolna powierzchnia może mieć wiele małych kieszeni i wybrzuszeń. W każdej kieszeni lub w każdym wybrzuszeniu położenie lodu w stosunku do wody może bardzo różnić się od równowagi: jeśli wybijemy odpowiedni kawałek lodu z kry, to zapadnie się on głębiej niż otaczająca go kry lub unosić się nad nim. Ale ogólnie kry lodowej jest w równowadze, a ta równowaga zależy od średniej grubości kry lodowej.

Pod skorupą ziemską wchodzimy do kolejnej, bardzo potężnej powłoki Ziemi, zwanej Płaszcz Ziemi. Rozciąga się w głąb lądu na 2900 km. Na tej głębokości znajduje się kolejny ostry odcinek w substancji Ziemi, oddzielający płaszcz od Jądro Ziemi. Wewnątrz płaszcza, w miarę jego pogłębiania, prędkość propagacji fal sejsmicznych wzrasta i na dnie płaszcza osiąga 13,6 km/s dla fal podłużnych. Jednak wzrost tej prędkości jest nierównomierny: jest znacznie szybszy w górnej części, do głębokości około 1000 km, a na większych głębokościach niezwykle powolny i stopniowy. W związku z tym płaszcz można podzielić na dwie części - płaszcz górny i dolny. Teraz gromadzi się coraz więcej danych, wskazujących, że taki podział płaszcza na górny i dolny ma ogromne znaczenie fundamentalne, ponieważ rozwój skorupy ziemskiej jest najwyraźniej bezpośrednio związany z procesami zachodzącymi w górnym płaszczu. Charakter tych procesów zostanie omówiony później. Dolny płaszcz najwyraźniej ma niewielki bezpośredni wpływ na skorupę ziemską.

Materiał, z którego wykonany jest płaszcz, jest solidny. Potwierdza to charakter przejścia fal sejsmicznych przez płaszcz. Stosunkowo skład chemiczny płaszcz istnieją różnice zdań. Niektórzy uważają, że górny płaszcz składa się ze skały zwanej perydotytem. Ta skała zawiera bardzo mało krzemionki; podstawowy część integralna jego minerałem jest oliwin, krzemian bogaty w żelazo i magnez. Inni sugerują, że górny płaszcz jest znacznie bogatszy w krzemionkę i podobny w składzie do bazaltu, ale minerały tworzące ten głęboki bazalt są gęstsze niż te z bazaltu powierzchniowego. Na przykład w głębokim bazalcie znaczącą rolę odgrywają granaty – minerały o bardzo gęstym „upakowaniu” atomów w sieci krystalicznej. Tak głęboki bazalt, uzyskany jakby przez sprasowanie zwykłego bazaltu powierzchniowego, nazywany jest eklogitem.

Istnieją argumenty przemawiające za obydwoma punktami widzenia. W szczególności drugi punkt widzenia potwierdza ogromna liczba bazaltów, które są bardzo jednorodne pod względem składu chemicznego i wybuchają obecnie podczas erupcji wulkanicznych. Ich źródło może znajdować się tylko w górnym płaszczu.

Jeśli ten punkt widzenia okaże się słuszny, to należy wziąć pod uwagę, że na odcinku Moho nie następuje zmiana składu chemicznego materii, ale przejście jednej i tej samej substancji w składzie chemicznym do nowej, gęstszej, stan „głęboki”, do innego, jak mówią, „fazy”. Takie przejścia nazywane są „przejściami fazowymi”. To przejście zależy od zmiany ciśnienia wraz z głębokością. Po osiągnięciu określonego ciśnienia zwykły bazalt zamienia się w eklogit, a mniej gęste skalenie zastępuje się gęstszymi granatami. Na takie przejścia wpływa również temperatura: zwiększenie jej przy tym samym ciśnieniu utrudnia przechodzenie bazaltu do eklogitu. Dlatego dolna granica skorupy ziemskiej staje się ruchoma, w zależności od zmian temperatury. Jeśli temperatura wzrasta, część eklogitu przechodzi z powrotem do zwykłego bazaltu, granica skorupy spada, skorupa staje się grubsza; podczas gdy objętość substancji wzrasta o 15%. Jeśli temperatura spada, to przy tym samym ciśnieniu część bazaltu w dolnych warstwach skorupy przechodzi w eklogit, podnosi się granica skorupy, skorupa staje się cieńsza, a objętość materiału, który przeszedł do nowego faza zmniejsza się o 15%. Procesy te mogą wyjaśniać fluktuacje skorupy ziemskiej w górę iw dół: w wyniku jej pogrubienia skorupa uniesie się, uniesie, zmniejszając grubość, opadnie, opadnie.

Jednak kwestia składu chemicznego i stanu fizycznego górnego płaszcza zostanie ostatecznie rozwiązana, jak się wydaje, dopiero w wyniku wiercenia supergłębokiego, kiedy odwierty, po przejściu przez całą skorupę, dotrą do substancji górnego płaszcza.

Ważną cechą konstrukcji górnego płaszcza jest „pas zmiękczający”, znajdujący się na głębokości od 100 do 200 km. W tym pasie, który jest również nazywany astenosfera, prędkość propagacji drgań sprężystych jest nieco mniejsza niż powyżej i poniżej, co wskazuje na nieco mniej stały stan substancji. W przyszłości przekonamy się, że „pas zmiękczający” odgrywa bardzo ważną rolę w życiu Ziemi.

W dolnym płaszczu materia staje się znacznie cięższa. Jego gęstość wzrasta najwyraźniej do 5,6. Przyjmuje się, że składa się z krzemianów, bardzo bogatych w żelazo i magnez, a ubogich w krzemionkę. Możliwe, że siarczek żelaza jest szeroko rozpowszechniony w dolnym płaszczu.

Na głębokości 2900 km, jak wskazano, płaszcz kończy się i zaczyna rdzeń ziemi. Najważniejszą cechą rdzenia jest to, że przenosi podłużne drgania sejsmiczne, ale okazuje się nieprzejezdny dla drgań poprzecznych. Ponieważ poprzeczne drgania sprężyste przechodzą przez ciała stałe, ale szybko zanikają w cieczach, podczas gdy drgania podłużne przechodzą zarówno przez ciała stałe, jak i ciała płynne, należy stwierdzić, że jądro Ziemi znajduje się w stanie płynnym. Oczywiście nie jest tak płynna jak woda; jest to bardzo gęsta substancja, zbliżona do stanu stałego, ale wciąż znacznie bardziej płynna niż substancja płaszcza.

Wewnątrz jądra przydziela się więcej Rdzeń wewnętrzny lub jąderko. Jej górna granica znajduje się na głębokości 5000 km, czyli w odległości 1370 km od środka Ziemi. Tutaj obserwuje się niezbyt ostry odcinek, przy którym prędkość oscylacji sejsmicznych ponownie gwałtownie spada, a następnie, w kierunku środka Ziemi, znów zaczyna rosnąć. Zakłada się, że rdzeń wewnętrzny jest stały i tylko rdzeń zewnętrzny jest w stanie ciekłym. Ponieważ jednak ta ostatnia zapobiega przechodzeniu drgań poprzecznych, kwestia stanu jądra wewnętrznego nie może być jeszcze ostatecznie rozwiązana.

Było wiele kontrowersji dotyczących składu chemicznego jądra. Nadal trwają. Wielu nadal trzyma się starego punktu widzenia, uważając, że jądro Ziemi składa się z żelaza z niewielką domieszką niklu. Prototypem tej kompozycji są meteoryty żelazne. Meteoryty są ogólnie uważane albo za fragmenty wcześniej istniejących i rozłożonych planet, albo za pozostałe „nieużywane” małe ciała kosmiczne, z których planety „pobrano” kilka miliardów lat temu. W obu przypadkach meteoryty powinny zdawać się przedstawiać skład chemiczny takiej lub innej powłoki planety. Kamienne meteoryty prawdopodobnie odpowiadają składowi chemicznemu płaszcza, przynajmniej dolnego. Cięższe, żelazne meteoryty odpowiadają, jak sądzi wielu, głębszym wnętrzom – jądru planety.

Jednak inni badacze znajdują argumenty przeciwko koncepcji składu żelaza rdzenia i uważają, że rdzeń powinien składać się z krzemianów, na ogół tych samych, z których składa się płaszcz, ale że te krzemiany są w stanie „metalicznym” jako w wyniku ogromnego ciśnienia w jądrze na górnej granicy jądra wynosi ono 1,3 miliona atmosfer, a w centrum Ziemi 3 miliony atmosfer). Oznacza to, że pod wpływem ciśnienia atomy krzemianów uległy częściowemu zniszczeniu i oderwały się od nich pojedyncze elektrony, które mogły poruszać się samodzielnie. To, podobnie jak w przypadku metali, powoduje pewne właściwości metaliczne rdzenie: wysoka gęstość; osiągając w centrum Ziemi 12.6 przewodność elektryczna, przewodność cieplna.

Wreszcie istnieje pośredni punkt widzenia, który teraz zaczyna dominować, a mianowicie, że rdzeń wewnętrzny jest z żelaza, a zewnętrzny składa się z krzemianów w stanie metalicznym.

Zgodnie ze współczesną teorią, pole magnetyczne Ziemi jest związane z jądrem zewnętrznym. Naładowane elektrony poruszają się w zewnętrznym jądrze na głębokości od 2900 do 5000 km, opisując koła lub pętle i to ich ruch prowadzi do pojawienia się pole magnetyczne. Powszechnie wiadomo, że sowieckie rakiety wystrzelone na Księżyc nie wykryły pola magnetycznego w naszym naturalnym satelicie. Jest to zgodne z założeniem, że Księżyc nie ma jądra podobnego do ziemskiego.

Rozważmy teraz strukturę wnętrza Ziemi pod oceanami.

Choć ostatnio, od Międzynarodowego Roku Geofizycznego, dno oceanu i głębiny pod oceanami są badane niezwykle intensywnie (znane są liczne rejsy radzieckiego statku badawczego Witiaź), nadal znamy budowę geologiczną oceanu terytoria znacznie gorsze niż struktura kontynentów. Ustalono jednak, że na dnie oceanów nie ma tarcz, platform ani zagiętych stref, podobne tematy które są znane na kontynentach. Zgodnie z rzeźbą dna w oceanach, jako największe elementy można wyróżnić równiny (lub baseny), grzbiety oceaniczne i rowy głębokowodne.

Równiny zajmują duże przestrzenie na dnie wszystkich oceanów. Znajdują się one prawie zawsze na tej samej głębokości (5-5,5 km).

Grzbiety oceaniczne są szerokimi, wyboistymi falami. Szczególnie charakterystyczny jest podwodny grzbiet Atlantyku. Rozciąga się z północy na południe, dokładnie wzdłuż linii środkowej oceanu, zakrzywiając się równolegle do brzegów obrzeży kontynentów. Jej grzebień znajduje się zwykle na głębokości około 2 km, ale poszczególne szczyty wznoszą się ponad poziom morza w postaci wysp wulkanicznych (Azory, św. Paweł, Wniebowstąpienie, Tristan da Cunha). Zaraz na kontynuacji podwodnego grzbietu znajduje się Islandia z jej wulkanami.

Podwodny grzbiet na Oceanie Indyjskim również rozciąga się w kierunku południkowym wzdłuż linii środkowej oceanu. Na Wyspach Chagos ta seria wideł. Jedna z jego odnóg biegnie prosto na północ, gdzie w rejonie Bombaju znane są ogromne zamarznięte strumienie bazaltów wulkanicznych (wysoczyzna Dekkan). Druga gałąź kieruje się na północny zachód i gubi się przed wejściem do Morza Czerwonego.

Grzbiety okrętów podwodnych Atlantyku i Indii są ze sobą połączone. Z kolei Indian Ridge łączy się z East Pacific Submarine Ridge. Ta ostatnia rozciąga się w kierunku równoleżnikowym na południe od Nowej Zelandii, ale na południku 120° długości geograficznej zachodniej ostro skręca na północ. Zbliża się do wybrzeży Meksyku i tutaj gubi się w płytkiej wodzie przed wejściem do Zatoki Kalifornijskiej.

Szereg krótszych grzbietów łodzi podwodnych zajmuje centralną część Oceanu Spokojnego. Prawie wszystkie z nich są wydłużone z południowego wschodu na północny zachód. Na jednym z takich podwodnych grzbietów znajdują się Wyspy Hawajskie, na innych - liczne archipelagi mniejszych wysp.

Przykładem podwodnego grzbietu oceanicznego jest także Grzbiet Łomonosowa odkryty przez radzieckich naukowców na Oceanie Arktycznym.

Prawie wszystkie duże podwodne grzbiety są ze sobą połączone i tworzą jakby pojedynczy system. Związek Grzbietu Łomonosowa z innymi grzbietami nadal pozostaje niejasny.

Głębinowe wąwozy oceaniczne to wąskie (100-300 km) i długie (kilka tysięcy kilometrów) rowy w dnie oceanu, w których obserwuje się maksymalne głębokości. To właśnie w jednym z tych wybojów, Mariana, sowiecki statek ekspedycyjny Witiaź znalazł największą głębokość Oceanu Światowego, sięgającą 11034 m. Głębokie wyboje znajdują się na obrzeżach oceanów. Najczęściej graniczą z łukami wysp. Te ostatnie w wielu miejscach są charakterystyczna cecha struktury stref przejściowych między kontynentami a oceanem. Łuki wysp są szczególnie szeroko rozwinięte na zachodnich obrzeżach Oceanu Spokojnego - między oceanem z jednej strony a Azją i Australią z drugiej. Z północy na południe jak girlandy opadają łuki wysp Aleuty, Kuryli, Japonii, Bonino-Marii, Filipin, Tonga, Kermadec i Nowej Zelandii. Prawie wszystkie te łuki są ograniczone od strony zewnętrznej (wypukłej) głębokimi koleinami. Ta sama koleina graniczy z łukiem wysp Antyli w Ameryce Środkowej. Kolejna dziura graniczy z boku Ocean Indyjskiłuk wyspy Indonezji. Niektóre wyboje, znajdujące się na obrzeżach oceanu, nie są połączone łukami wysp. Taki jest na przykład wąwóz Atakama u wybrzeży Ameryki Południowej. Peryferyjne położenie kolein głębinowych nie jest oczywiście przypadkowe.

Mówiąc o budowa geologiczna dna oceanu, przede wszystkim należy zauważyć, że na otwartym oceanie miąższość luźnych osadów nagromadzonych na dnie jest niewielka – nie więcej niż kilometr, a często mniej. Osady te składają się z bardzo cienkich mułów wapiennych, tworzonych głównie przez mikroskopijnie małe muszle organizmów jednokomórkowych – globigeryny, a także z tzw. czerwonych glin głębinowych zawierających najmniejsze ziarna tlenków żelaza i manganu. W ostatnim czasie w wielu miejscach w dużych odległościach od wybrzeża odkryto całe pasma osadów pochodzenia detrytycznego - piasków. Są one wyraźnie sprowadzone na te obszary oceanów z rejonów przybrzeżnych i przez swoje istnienie wskazują na obecność silnych prądów głębokich w oceanach.

Kolejną cechą jest ogromny i rozległy rozwój śladów aktywności wulkanicznej. Na dnie wszystkich oceanów wiadomo duża liczba ogromne góry w kształcie stożka; są to wygasłe starożytne wulkany. Wiele na dnie oceanów i aktywnych wulkanów. Spośród tych wulkanów tylko bazalty wybuchły i wybuchają, a jednocześnie mają one bardzo jednolity skład, taki sam wszędzie. Na obrzeżach oceanów, na łukach wysp, znane są również inne lawy zawierające więcej krzemionki - andezyty, ale w środkowych partiach oceanów erupcje wulkaniczne są tylko bazaltowe. Ogólnie rzecz biorąc, w środkowych partiach oceanów prawie nie są znane żadne inne lite skały, z wyjątkiem bazaltów. Pogłębiarka oceanograficzna zawsze podnosiła z dna tylko fragmenty bazaltów, z wyjątkiem niektórych skał osadowych. Należy również wspomnieć o ogromnych, głębokich szczelinach równoleżnikowych o długości kilku tysięcy kilometrów, przecinających dno północno-wschodniej części Oceanu Spokojnego. Wzdłuż tych pęknięć można prześledzić ostre półki w dnie oceanu.

Głęboka struktura skorupy ziemskiej w oceanie jest znacznie prostsza niż pod kontynentami. W oceanach nie ma warstwy granitu, a luźne osady leżą bezpośrednio na warstwie bazaltowej, której miąższość jest znacznie mniejsza niż na kontynentach: zwykle wynosi tylko 5 km. Tak więc stała część skorupy ziemskiej w oceanach składa się z jednego kilometra luźnych osadów i pięciu kilometrów warstwy bazaltu. Fakt, że ta warstwa rzeczywiście składa się z bazaltu, jest o wiele bardziej prawdopodobne w przypadku oceanów niż kontynentów, biorąc pod uwagę szerokie rozmieszczenie bazaltów na dnie oceanu i na oceanicznych wyspach. Jeśli dodamy do tego pięć kilometrów średniej grubości warstwy woda oceaniczna, wtedy głębokość dolnej granicy skorupy ziemskiej (sekcja Moho) pod oceanami wyniesie tylko 11 km - znacznie mniej niż pod kontynentami. Skorupa oceaniczna jest więc cieńsza niż kontynentalna. Więc Amerykańscy inżynierowie i zaczęli wiercić przez całą skorupę ziemską dokładnie w oceanie, z pływającej platformy wiertniczej, mając nadzieję, że łatwiej dotrą tam do górnych warstw płaszcza i poznają ich skład.

Istnieją dowody sugerujące, że skorupa oceaniczna gęstnieje pod grzbietami łodzi podwodnych. Tam jego miąższość wynosi 20-25 km i pozostaje bazaltowa. Interesujące jest to, że skorupa ma strukturę oceaniczną nie tylko pod otwartymi oceanami, ale także pod niektórymi głębokimi morzami: skorupa bazaltowa i brak warstwy granitu powstały pod głęboką częścią Morza Czarnego, pod południowym Morzem Kaspijskim, pod najgłębsze zagłębienia Morza Karaibskiego, pod Morzem Japońskim i w innych miejscach. Morza o średniej głębokości mają również pośrednią strukturę skorupy: pod nimi jest cieńsza niż typowa kontynentalna, ale grubsza niż oceaniczna, ma zarówno warstwy granitu, jak i bazaltu, ale warstwa granitu jest znacznie cieńsza niż na stałym lądzie . Taką pośrednią skorupę obserwuje się w płytkich obszarach Morza Karaibskiego, na Morzu Ochockim i gdzie indziej.

Struktura płaszcza i jądra pod oceanami jest generalnie podobna do ich budowy pod kontynentami. Różnicę obserwuje się w górnym płaszczu: „pas zmiękczający” (astenosfera) pod oceanami jest grubszy niż pod kontynentami; pod oceanami pas ten zaczyna się już na głębokości 50 km i kontynuuje do głębokości 400 km, podczas gdy na kontynentach jest skoncentrowany na głębokości od 100 do 200 km. Tak więc różnice w budowie między kontynentami i oceanami rozciągają się nie tylko na całą grubość skorupy ziemskiej, ale także na górny płaszcz do głębokości co najmniej 400 km. Głębiej – w dolnych warstwach górnego płaszcza, w dolnym płaszczu, w jądrze zewnętrznym i wewnętrznym – nie stwierdzono zmian w strukturze w kierunku poziomym, nie stwierdzono jeszcze różnic między kontynentalnym a oceanicznym sektorem Ziemi.

Na zakończenie powiedzmy kilka słów o niektórych właściwości ogólne Globus.

Kula ziemska promieniuje ciepłem. Stały przepływ ciepła płynie z wnętrza Ziemi na powierzchnię. W związku z tym istnieje tak zwany gradient temperatury - wzrost temperatury wraz z głębokością. Przyjmuje się, że gradient ten wynosi średnio 30° na 1 km, co oznacza, że ​​przy głębokości 1 km temperatura wzrasta o 30° Celsjusza. Ten gradient jednak różni się znacznie w zależności od miejsca. Ponadto jest to poprawne tylko dla najbardziej powierzchownych części skorupy ziemskiej. Gdyby pozostała taka sama aż do środka Ziemi, to w jej wewnętrznych obszarach temperatura byłaby tak wysoka, że ​​nasza planeta po prostu eksplodowała. Teraz nie ma wątpliwości, że wraz z głębokością temperatura rośnie coraz wolniej. W dolnym płaszczu iw jądrze podnosi się bardzo słabo i najwyraźniej nie przekracza 400° w centrum Ziemi.

Na podstawie gradientu temperatury w pobliżu powierzchni, a także przewodności cieplnej skał, można obliczyć, ile ciepła przepływa z głębi na zewnątrz. Okazuje się, że w każdej sekundzie Ziemia traci 6 ∙ 10 12 kalorii z całej swojej powierzchni. Ostatnio wykonano sporo pomiarów wielkości strumienia ciepła Ziemi w różnych miejscach. -na kontynentach i na dnie oceanów. Okazało się, że średni przepływ ciepła wynosi 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 na sekundę. W niektórych z najczęstszych przypadków waha się od 0,5 do 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 na sekundę i nie ma różnic w wydzielaniu ciepła na kontynentach iw oceanach. Jednak na tym jednolitym tle znaleziono strefy anomalne - o bardzo wysokim przenikaniu ciepła, 10-krotnie wyższym niż normalny strumień ciepła. Takie strefy to podwodne grzbiety oceaniczne. Szczególnie wiele pomiarów wykonano na grani wschodniego Pacyfiku.

Obserwacje te stanowią dla geofizyków interesujące pytanie. Teraz jest całkiem jasne, że źródłem ciepła wewnątrz Ziemi są pierwiastki radioaktywne. Są obecne we wszystkich skałach, w całym materiale kuli ziemskiej, a kiedy się rozpadają, uwalniają ciepło. Jeśli weźmiemy pod uwagę średnią zawartość pierwiastków promieniotwórczych w skałach, załóżmy, że ich zawartość w płaszczu jest równa ich zawartości w meteorytach kamiennych, a zawartość w rdzeniu uważa się za równą zawartości w meteorytach żelaznych, to okazuje się że całkowita ilość pierwiastków promieniotwórczych jest więcej niż wystarczająca do wytworzenia obserwowanego ciepła strumienia. Wiadomo jednak, że granity zawierają średnio 3 razy więcej pierwiastków promieniotwórczych niż bazalty, a zatem powinny generować więcej ciepła. Ponieważ w skorupie ziemskiej pod kontynentami znajduje się warstwa granitu, a pod oceanami nie występuje, można przypuszczać, że strumień ciepła na kontynentach powinien być większy niż na dnie oceanu. W rzeczywistości tak nie jest, ogólnie przepływ jest wszędzie taki sam, ale istnieją strefy z nienormalnie wysokim przepływem ciepła na dnie oceanów. Poniżej postaramy się wyjaśnić tę anomalię.

Kształt Ziemi, jak wiecie, to kula, lekko spłaszczona na biegunach. Ze względu na spłaszczenie promień od środka Ziemi do bieguna jest o 1/300 ułamka mniejszy niż promień skierowany od środka Ziemi do równika. Różnica ta wynosi około 21 km. Na globusie o średnicy 1 m będzie miał nieco ponad półtora milimetra i jest prawie niewidoczny. Obliczono, że płynna kula wielkości Ziemi, obracająca się z tą samą prędkością, musiałaby przyjąć taki kształt. Oznacza to, że ze względu na właściwość pełzania, o której mówiliśmy powyżej, materiał Ziemi poddany bardzo długiemu działaniu siły odśrodkowej został zdeformowany i przybrał taki kształt równowagi, że (oczywiście znacznie szybciej) płynie podjąłem.

Interesująca jest niespójność właściwości materii Ziemi. Wibracje sprężyste wywołane trzęsieniami ziemi propagują się w nim jak w bardzo stałym ciele, a w obliczu długo działającej siły odśrodkowej ta sama substancja zachowuje się jak bardzo ruchliwa ciecz. Taka niespójność jest powszechna dla wielu ciał: okazują się solidne, gdy działa na nie krótkotrwała siła, wstrząs podobny do wstrząsu sejsmicznego, a stają się plastyczne, gdy siła działa na nie powoli, stopniowo. Właściwość ta została już wspomniana w opisie kruszenia warstw skał twardych na fałdy. Jednak ostatnio pojawiły się dane, które pozwalają sądzić, że substancja Ziemi z pewnym opóźnieniem przystosowuje się do działania siły odśrodkowej. Faktem jest, że Ziemia stopniowo zwalnia swój obrót. Powodem tego są pływy spowodowane przyciąganiem księżyca. Na powierzchni Oceanu Światowego zawsze znajdują się dwa wybrzuszenia, z których jedno skierowane jest w stronę Księżyca, a drugie w przeciwnym kierunku. Te wybrzuszenia poruszają się po powierzchni z powodu obrotu Ziemi. Ale ze względu na bezwładność i lepkość wody, grzbiet wypukłości zwrócony w stronę Księżyca jest zawsze trochę spóźniony, zawsze lekko przesunięty w kierunku obrotu Ziemi. Dlatego Księżyc przyciąga falę nie wzdłuż linii prostopadłej do powierzchni Ziemi, ale wzdłuż nieco nachylonej linii. To właśnie to nachylenie prowadzi do tego, że przyciąganie Księżyca cały czas nieco spowalnia obrót Ziemi. Hamowanie jest bardzo małe. Dzięki temu dzień wydłuża się o dwie tysięczne sekundy co 100 lat. Jeśli takie tempo wyhamowania pozostawało niezmienione w czasie geologicznym, to w okresie jurajskim doba była krótsza o godzinę, a dwa miliardy lat temu – pod koniec ery archaików – Ziemia obracała się dwa razy szybciej.

Wraz ze spowolnieniem obrotów, siła odśrodkowa powinna również maleć; w konsekwencji kształt Ziemi musi się zmienić – jej spłaszczenie stopniowo się zmniejsza. Z obliczeń wynika jednak, że obserwowany obecnie kształt Ziemi nie odpowiada obecnej prędkości jej obrotu, ale tej, która miała miejsce około 10 milionów lat temu. Substancja Ziemi, choć płynna w warunkach długotrwałego ciśnienia, ma znaczną lepkość, wysokie tarcie wewnętrzne, a zatem z zauważalnym opóźnieniem poddaje się nowym warunkom mechanicznym.

Na zakończenie zwracamy uwagę na kilka interesujących konsekwencji trzęsień ziemi. Oscylacje wywołane zwykłymi trzęsieniami ziemi mają różne okresy. Niektóre trzęsienia ziemi mają krótki okres – około sekundy. Rejestracja takich oscylacji jest niezwykle ważna dla badania trzęsień ziemi, które miały miejsce w pobliżu stacji sejsmicznej, czyli lokalnych trzęsień ziemi. Wraz z odległością od źródła trzęsienia ziemi takie oscylacje szybko zanikają. Wręcz przeciwnie, oscylacje o długim okresie (18-20 sek.) rozchodzą się daleko; podczas trzęsienia ziemi Wielka siła mogą przechodzić przez kulę ziemską lub okrążać ją na powierzchni. Takie oscylacje są rejestrowane na wielu stacjach sejsmicznych i są wygodne do badania odległych trzęsień ziemi. To za pomocą długookresowych oscylacji stacja sejsmiczna „Moskwa” może rejestrować trzęsienia ziemi występujące w Ameryka Południowa lub na Filipinach.

W ostatnich latach odkryto drgania wywołane trzęsieniami ziemi o bardzo długim okresie około godziny. Superdługie fale sejsmiczne powstały na przykład w wyniku najsilniejszego trzęsienia ziemi w Chile w 1960 roku. Takie fale, zanim wygasną, okrążają kulę ziemską siedem do ośmiu razy, a nawet więcej.

Z obliczeń wynika, że ​​ultradługie fale są spowodowane oscylacjami całego globu. Energia niektórych trzęsień ziemi jest tak wielka, że ​​wydają się wstrząsać całym kulą ziemską, powodując jej pulsowanie jako całość. To prawda, że ​​amplituda takich oscylacji jest nieznaczna: daleko od źródła trzęsienia ziemi, można je zauważyć tylko za pomocą czułych instrumentów i całkowicie zanika w ciągu kilku dni. Jednak zjawisko „drżenia” całej Ziemi jako całości nie może nie robić wrażenia. Ogólne wahania na całej Ziemi okazały się przydatne w określaniu niektórych fizycznych właściwości kuli ziemskiej.

Charakterystyczną cechą ewolucji Ziemi jest zróżnicowanie materii, czego wyrazem jest skorupowa budowa naszej planety. Litosfera, hydrosfera, atmosfera, biosfera tworzą główne powłoki Ziemi, różniące się składem chemicznym, mocą i stanem materii.

Wewnętrzna struktura Ziemi

Skład chemiczny Ziemi(rys. 1) jest podobny do składu innych planet grupa naziemna jak Wenus czy Mars.

Na ogół przeważają pierwiastki takie jak żelazo, tlen, krzem, magnez i nikiel. Zawartość lekkich pierwiastków jest niska. Średnia gęstość materii Ziemi wynosi 5,5 g/cm 3 .

Jest bardzo mało wiarygodnych danych na temat wewnętrznej struktury Ziemi. Rozważ ryc. 2. Przedstawia Struktura wewnętrzna Ziemia. Ziemia składa się ze skorupy ziemskiej, płaszcza i jądra.

Ryż. 1. Skład chemiczny Ziemi

Ryż. 2. Wewnętrzna struktura Ziemi

Rdzeń

Rdzeń(ryc. 3) znajduje się w centrum Ziemi, jego promień wynosi około 3,5 tys. Km. Temperatura jądra sięga 10 000 K, czyli jest wyższa niż temperatura zewnętrznych warstw Słońca, a jej gęstość wynosi 13 g/cm 3 (porównaj: woda – 1 g/cm 3). Rdzeń prawdopodobnie składa się ze stopów żelaza i niklu.

Zewnętrzne jądro Ziemi ma większą moc niż jądro wewnętrzne (promień 2200 km) i jest w stanie ciekłym (stopionym). Wewnętrzny rdzeń jest pod ogromnym ciśnieniem. Substancje wchodzące w jego skład są w stanie stałym.

Płaszcz

Płaszcz- geosfera Ziemi, która otacza jądro i stanowi 83% objętości naszej planety (patrz ryc. 3). Jej dolna granica znajduje się na głębokości 2900 km. Płaszcz jest podzielony na mniej gęstą i plastyczną górną część (800-900 km), z której magma(w tłumaczeniu z greckiego oznacza „gęstą maść”; jest to stopiona substancja wnętrza ziemi - mieszanina związków chemicznych i pierwiastków, w tym gazów, w specjalnym stanie półpłynnym); i krystaliczny niższy o grubości około 2000 km.

Ryż. 3. Budowa Ziemi: jądro, płaszcz i skorupa ziemska

skorupa Ziemska

Skorupa Ziemska - zewnętrzna powłoka litosfery (patrz ryc. 3). Jego gęstość jest około dwa razy mniejsza niż średnia gęstość Ziemi – 3 g/cm 3 .

Oddziela skorupę ziemską od płaszcza Granica Mohorovica(często nazywana granicą Moho), charakteryzującą się gwałtownym wzrostem prędkości fal sejsmicznych. Został zainstalowany w 1909 roku przez chorwackiego naukowca Andriej Mohorowicz (1857- 1936).

Ponieważ procesy zachodzące w najwyższej części płaszcza wpływają na ruch materii w skorupie ziemskiej, połączono je pod ogólną nazwą litosfera(kamienna muszla). Miąższość litosfery waha się od 50 do 200 km.

Poniżej litosfery znajduje się astenosfera- mniej twarda i mniej lepka, ale bardziej plastyczna powłoka o temperaturze 1200 °C. Może przekroczyć granicę Moho, wnikając w skorupę ziemską. Astenosfera jest źródłem wulkanizmu. Zawiera kieszenie stopionej magmy, która jest wprowadzana do skorupy ziemskiej lub wylewana na powierzchnię ziemi.

Skład i struktura skorupy ziemskiej

W porównaniu z płaszczem i jądrem skorupa ziemska jest bardzo cienką, twardą i kruchą warstwą. Składa się z lżejszej substancji, która obecnie zawiera około 90 naturalnych pierwiastków chemicznych. Te elementy nie są jednakowo reprezentowane w skorupie ziemskiej. Siedem pierwiastków — tlen, glin, żelazo, wapń, sód, potas i magnez — stanowi 98% masy skorupy ziemskiej (patrz rysunek 5).

Osobliwe kombinacje pierwiastków chemicznych tworzą różne skały i minerały. Najstarsze z nich mają co najmniej 4,5 miliarda lat.

Ryż. 4. Struktura skorupy ziemskiej

Ryż. 5. Skład skorupy ziemskiej

Minerał jest stosunkowo jednorodnym w swoim składzie i właściwościach ciałem naturalnym, uformowanym zarówno w głębi jak i na powierzchni litosfery. Przykładami minerałów są diament, kwarc, gips, talk itp. (Opis właściwości fizycznych różnych minerałów znajdziesz w Załączniku 2.) Skład minerałów Ziemi pokazano na ryc. 6.

Ryż. 6. Ogólne skład mineralny Ziemia

Skały składają się z minerałów. Mogą składać się z jednego lub więcej minerałów.

Skały osadowe - glina, wapień, kreda, piaskowiec itp. - powstają w wyniku wytrącania się substancji w środowisku wodnym i na lądzie. Leżą warstwami. Geolodzy nazywają je kartami historii Ziemi, ponieważ mogą się o nich dowiedzieć naturalne warunki które istniały na naszej planecie w czasach starożytnych.

Wśród skał osadowych wyróżnia się organogeniczne i nieorganiczne (detrytyczne i chemogeniczne).

Organogeniczny skały powstają w wyniku nagromadzenia szczątków zwierząt i roślin.

Klasyczne skały powstają w wyniku wietrzenia, czyli powstawania produktów niszczenia wcześniej uformowanych skał za pomocą wody, lodu lub wiatru (tab. 1).

Tabela 1. Skały klastyczne w zależności od wielkości odłamków

Chemogeniczny skały powstają w wyniku sedymentacji z wód mórz i jezior rozpuszczonych w nich substancji.

W grubości skorupy ziemskiej tworzy się magma skały magmowe(ryc. 7), takich jak granit i bazalt.

Skały osadowe i magmowe, zanurzone na duże głębokości pod wpływem ciśnienia i wysokich temperatur, ulegają znacznym zmianom, przekształcając się w Skały metamorficzne. Na przykład wapień zamienia się w marmur, piaskowiec kwarcowy w kwarcyt.

W strukturze skorupy ziemskiej wyróżnia się trzy warstwy: osadowa, „granit”, „bazalt”.

Warstwa osadowa(patrz ryc. 8) tworzą głównie skały osadowe. Dominują tu gliny i łupki, licznie reprezentowane są skały piaszczyste, węglanowe i wulkaniczne. W warstwie osadowej znajdują się złoża takich minerał, jak węgiel, gaz, ropa. Wszystkie są pochodzenia organicznego. Na przykład węgiel jest produktem przemian roślin z czasów starożytnych. Miąższość warstwy osadowej jest bardzo zróżnicowana - od całkowitego braku na niektórych obszarach lądu do 20-25 km w głębokich zagłębieniach.

Ryż. 7. Klasyfikacja skał według pochodzenia

Warstwa „granitowa” składa się ze skał metamorficznych i magmowych podobnych w swoich właściwościach do granitu. Najczęściej występują tu gnejsy, granity, łupki krystaliczne itp. Warstwa granitu występuje nie wszędzie, ale na kontynentach, gdzie jest dobrze wyrażona, jej maksymalna moc może osiągnąć kilkadziesiąt kilometrów.

Warstwa „bazaltowa” utworzone przez skały zbliżone do bazaltów. Są to przeobrażone skały magmowe, gęstsze niż skały warstwy „granitowej”.

Różna jest grubość i pionowa struktura skorupy ziemskiej. Istnieje kilka rodzajów skorupy ziemskiej (ryc. 8). Według najprostszej klasyfikacji wyróżnia się skorupę oceaniczną i kontynentalną.

Skorupa kontynentalna i oceaniczna różnią się grubością. W ten sposób pod systemami górskimi obserwuje się maksymalną grubość skorupy ziemskiej. To około 70 km. Pod równinami grubość skorupy ziemskiej wynosi 30-40 km, a pod oceanami jest najcieńsza - tylko 5-10 km.

Ryż. 8. Rodzaje skorupy ziemskiej: 1 - woda; 2 - warstwa osadowa; 3 - przewarstwienie skał osadowych i bazaltów; 4, bazalty i krystaliczne skały ultramaficzne; 5, warstwa granitowo-metamorficzna; 6 - warstwa granulitowo-maficzna; 7 - normalny płaszcz; 8 - zdekompresowany płaszcz

Różnica między skorupą kontynentalną a oceaniczną pod względem składu skał objawia się brakiem warstwy granitu w skorupie oceanicznej. Tak, a bazaltowa warstwa skorupy oceanicznej jest bardzo osobliwa. Pod względem składu skalnego odbiega od analogicznej warstwy skorupy kontynentalnej.

Granica lądu i oceanu (znak zero) nie ustala przejścia skorupy kontynentalnej w oceaniczną. Zastąpienie skorupy kontynentalnej przez oceaniczną występuje w oceanie na głębokości około 2450 m.

Ryż. 9. Struktura skorupy kontynentalnej i oceanicznej

Istnieją również przejściowe typy skorupy ziemskiej - suboceaniczna i subkontynentalna.

Skorupa suboceaniczna położone wzdłuż stoków kontynentalnych i pogórza, można znaleźć w marginalnych i morza śródziemne. Jest to skorupa kontynentalna o grubości do 15-20 km.

skorupa subkontynentalna znajduje się na przykład na łukach wysp wulkanicznych.

Na podstawie materiałów sondowanie sejsmiczne - prędkość fali sejsmicznej - otrzymujemy dane o głębokiej strukturze skorupy ziemskiej. Tak więc supergłęboka studnia Kola, która po raz pierwszy umożliwiła zobaczenie próbek skał z głębokości ponad 12 km, przyniosła wiele nieoczekiwanych rzeczy. Założono, że na głębokości 7 km powinna rozpocząć się warstwa „bazaltowa”. W rzeczywistości jednak nie został odkryty, a wśród skał dominowały gnejsy.

Zmiana temperatury skorupy ziemskiej wraz z głębokością. Warstwa powierzchniowa skorupy ziemskiej ma temperaturę określoną przez ciepło słoneczne. To jest warstwa heliometryczna(z greckiego Helio - Słońce), doświadcza sezonowych wahań temperatury. Jego średnia miąższość wynosi około 30 m.

Poniżej jest jeszcze więcej cienka warstwa, funkcja która jest stałą temperaturą odpowiadającą średniej rocznej temperaturze miejsca obserwacji. Głębokość tej warstwy wzrasta w klimacie kontynentalnym.

Jeszcze głębiej w skorupie ziemskiej wyróżnia się warstwa geotermalna, której temperatura jest określona przez wewnętrzne ciepło Ziemi i wzrasta wraz z głębokością.

Wzrost temperatury następuje głównie na skutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych tworzących skały, przede wszystkim radu i uranu.

Wielkość wzrostu temperatury skał wraz z głębokością nazywa się gradient geotermalny. Zmienia się ona w dość szerokim zakresie – od 0,1 do 0,01°C/m – i zależy od składu skał, warunków ich występowania oraz szeregu innych czynników. Pod oceanami temperatura rośnie szybciej wraz z głębokością niż na kontynentach. Średnio na każde 100 m głębokości robi się cieplej o 3 °C.

Odwrotność gradientu geotermalnego nazywa się krok geotermalny. Jest mierzony wm/°C.

Ciepło skorupy ziemskiej jest ważnym źródłem energii.

Część skorupy ziemskiej rozciągająca się do głębokości dostępnych dla form badań geologicznych wnętrzności ziemi. Wnętrzności Ziemi wymagają szczególnej ochrony i rozsądnego użytkowania.

Jak często, w poszukiwaniu odpowiedzi na nasze pytania o to, jak działa świat, spoglądamy w niebo, słońce, gwiazdy, spoglądamy daleko, daleko, setki lat świetlnych w poszukiwaniu nowych galaktyk. Ale jeśli spojrzysz pod swoje stopy, to pod twoimi stopami znajduje się cały podziemny świat, z którego składa się nasza planeta - Ziemia!

Wnętrzności ziemi to jest jeden tajemniczy świat pod naszymi stopami, podziemny organizm naszej Ziemi, na której żyjemy, budujemy domy, układamy drogi, mosty i od wielu tysięcy lat zagospodarowujemy terytoria naszej rodzimej planety.

Ten świat to tajemna głębia wnętrzności Ziemi!

Struktura ziemi

Nasza planeta należy do planet ziemskich i podobnie jak inne planety składa się z warstw. Powierzchnia Ziemi składa się z solidnej skorupy skorupy ziemskiej, wyjątkowo lepki płaszcz znajduje się głębiej, a w środku znajduje się metalowy rdzeń, który składa się z dwóch części, zewnętrzna jest płynna, wewnętrzna jest stała .

Co ciekawe, wiele obiektów Wszechświata jest tak dobrze zbadanych, że wie o nich każdy uczeń; statek kosmiczny, ale dostanie się w najgłębsze głębiny naszej planety to wciąż niewykonalne zadanie, więc to, co kryje się pod powierzchnią Ziemi, wciąż pozostaje wielką tajemnicą.

Astronomowie badają przestrzeń kosmiczną, otrzymują informacje o planetach i gwiazdach, pomimo ich wielkiej odległości. Jednocześnie na samej Ziemi nie ma mniej tajemnic niż we Wszechświecie. A dzisiaj naukowcy nie wiedzą, co jest na naszej planecie. Obserwując, jak lawa wylewa się podczas erupcji wulkanu, można by pomyśleć, że Ziemia jest również stopiona w środku. Ale nie jest.

Rdzeń. Centralna część kuli ziemskiej nazywana jest jądrem (ryc. 83). Jego promień wynosi około 3500 km. Naukowcy uważają, że zewnętrzna część jądra jest w stanie stopionym, a wewnętrzna w stanie stałym. Temperatura w nim sięga +5 000 °C. Od jądra do powierzchni Ziemi temperatura i ciśnienie stopniowo spadają.

Płaszcz. Jądro Ziemi pokryte jest płaszczem. Jego miąższość wynosi około 2900 km. Płaszcz, podobnie jak rdzeń, nigdy nie był widziany. Zakłada się jednak, że im bliżej środka Ziemi, tym wyższe w niej ciśnienie, a temperatura - od kilkuset do -2500 ° C. Uważa się, że płaszcz jest solidny, ale jednocześnie rozgrzany do czerwoności.

Skorupa Ziemska. Ponad płaszczem nasza planeta pokryta jest skorupą. To jest górna twarda warstwa Ziemi. W porównaniu z jądrem i płaszczem skorupa ziemska jest bardzo cienka. Jego grubość to zaledwie 10-70 km. Ale to jest ziemski firmament, po którym chodzimy, płyną rzeki, na nim budowane są miasta.

Skorupę ziemską tworzą różne substancje. Składa się z minerałów i skał. Niektóre z nich już znasz (granit, piasek, glina, torf itp.). Minerały i skały różnią się kolorem, twardością, strukturą, temperaturą topnienia, rozpuszczalnością w wodzie i innymi właściwościami. Wiele z nich jest powszechnie wykorzystywanych przez człowieka, np. jako paliwo, w budownictwie, do produkcji metali. materiał ze strony

Granit

Piasek

Torf

Górna warstwa skorupy ziemskiej widoczna jest w osadach na zboczach gór, stromych brzegach rzek i kamieniołomach (ryc. 84). A kopalnie i odwierty, które służą do wydobywania minerałów, takich jak ropa i gaz, pomagają zajrzeć w głąb skorupy ziemskiej.

Ziemia jest wliczona w cenę Układ Słoneczny wraz z resztą planet i Słońca. Należy do klasy kamiennych planet stałych, które wyróżniają się dużą gęstością i składają się ze skał, w przeciwieństwie do gazowych olbrzymów, które są duże i stosunkowo mało zagęszczone. Jednocześnie skład planety determinuje wewnętrzną strukturę globu.

Główne parametry planety

Zanim dowiemy się, które warstwy wyróżniają się w strukturze kuli ziemskiej, porozmawiajmy o głównych parametrach naszej planety. Ziemia znajduje się w odległości od Słońca około 150 milionów km. Najbliższe ciało niebieskie to naturalny satelita planeta - Księżyc, który znajduje się w odległości 384 tys. Km. System Ziemia-Księżyc jest uważany za wyjątkowy, ponieważ jest jedynym, na którym planeta ma tak dużego satelitę.

Masa Ziemi wynosi 5,98 x 10 27 kg, przybliżona objętość to 1,083 x 10 27 metrów sześciennych. patrz Planeta krąży wokół Słońca, a także wokół własnej osi i ma nachylenie względem płaszczyzny, co powoduje zmianę pór roku. Okres obrotu wokół osi wynosi około 24 godziny, wokół Słońca – nieco ponad 365 dni.

Tajemnice struktury wewnętrznej

Zanim wynaleziono metodę badania wnętrza za pomocą fal sejsmicznych, naukowcy mogli jedynie snuć przypuszczenia dotyczące tego, jak Ziemia działa wewnątrz. Z biegiem czasu opracowali szereg metod geofizycznych, które umożliwiły poznanie niektórych cech struktury planety. W szczególności, szerokie zastosowanie znaleźli fale sejsmiczne rejestrowane w wyniku trzęsień ziemi i ruchów skorupy ziemskiej. W niektórych przypadkach fale takie są generowane sztucznie w celu zapoznania się z sytuacją na głębokości ze względu na charakter ich odbić.

Warto to zauważyć Ta metoda pozwala na odbieranie danych pośrednio, ponieważ nie ma możliwości bezpośredniego dostania się w głąb jelit. W rezultacie odkryto, że planeta składa się z kilku warstw różniących się temperaturą, składem i ciśnieniem. Jaka jest więc wewnętrzna struktura globu?

skorupa Ziemska

Nazywa się górną stałą powłokę planety Jej grubość waha się od 5 do 90 km, w zależności od rodzaju, których jest 4. Średnia gęstość tej warstwy wynosi 2,7 g / cm3. Największą miąższością jest skorupa typu kontynentalnego, której miąższość w niektórych systemach górskich dochodzi do 90 km. Rozróżniają również położone pod oceanem, których miąższość sięga 10 km, przejściowe i ryftogeniczne. Transitional różni się tym, że znajduje się na granicy skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Skorupa ryftowa znajduje się tam, gdzie występują grzbiety śródoceaniczne i wyróżnia się niewielką grubością, która sięga zaledwie 2 km.

Skorupa dowolnego typu składa się z 3 rodzajów skał - osadowych, granitowych i bazaltowych, które różnią się gęstością, składem chemicznym i rodzajem pochodzenia.

Dolna granica skorupy nosi imię jej odkrywcy Mohorovica. Oddziela skorupę od warstwy leżącej pod spodem i charakteryzuje się gwałtowną zmianą stanu fazowego materii.

Płaszcz

Ta warstwa podąża za skorupą litą i jest największa - jej objętość wynosi około 83% całkowitej objętości planety. Płaszcz zaczyna się tuż za granicą Moho i rozciąga się na głębokość 2900 km. Ta warstwa jest dalej podzielona na górny, środkowy i dolny płaszcz. Cechą górnej warstwy jest obecność astenosfery - specjalnej warstwy, w której substancja jest w stanie niskiej twardości. Obecność tej lepkiej warstwy wyjaśnia ruch kontynentów. Ponadto podczas erupcji wulkanicznych wylewana przez nie płynna, stopiona substancja pochodzi właśnie z tego obszaru. Górny płaszcz kończy się na głębokości około 900 km, gdzie zaczyna się środkowy płaszcz.

Cechą charakterystyczną tej warstwy są wysokie temperatury i ciśnienie, które wzrastają wraz ze wzrostem głębokości. To determinuje szczególny stan substancji płaszcza. Pomimo tego, że skały w głębinach mają wysoką temperaturę, są one w stanie stałym pod wpływem wysokiego ciśnienia.

Procesy zachodzące w płaszczu

Wnętrze planety ma bardzo wysoką temperaturę, ponieważ w jądrze zachodzi nieprzerwanie proces reakcji termojądrowej. Na powierzchni pozostają jednak komfortowe warunki życia. Jest to możliwe dzięki obecności płaszcza, który ma właściwości termoizolacyjne. W ten sposób dostaje się do niego ciepło uwalniane przez rdzeń. Podgrzana materia unosi się, stopniowo schładzając, podczas gdy zimniejsza materia opada z górnych warstw płaszcza. Ten cykl nazywa się konwekcją, odbywa się bez przerwy.

Struktura globu: rdzeń (zewnętrzny)

Centralną częścią planety jest jądro, które zaczyna się na głębokości około 2900 km, zaraz za płaszczem. Jednocześnie jest wyraźnie podzielony na 2 warstwy - zewnętrzną i wewnętrzną. Grubość warstwy zewnętrznej wynosi 2200 km.

Cechą charakterystyczną warstwy zewnętrznej rdzenia jest przewaga w składzie żelaza i niklu, w przeciwieństwie do związków żelaza i krzemu, z których głównie składa się płaszcz. Materia w zewnętrznym rdzeniu jest w płynie stan skupienia. Obrót planety powoduje ruch płynna substancja jądro, które wytwarza silne pole magnetyczne. Dlatego zewnętrzny rdzeń planety można nazwać generatorem pola magnetycznego planety, które ugina się niebezpieczne gatunki promieniowanie kosmiczne, dzięki któremu mogło powstać życie.

Rdzeń wewnętrzny

Wewnątrz powłoki z ciekłego metalu znajduje się solidny rdzeń wewnętrzny, którego średnica sięga 2,5 tys. Km. Obecnie nadal nie jest na pewno zbadany, a między naukowcami toczą się spory dotyczące zachodzących w nim procesów. Wynika to z trudności w pozyskaniu danych i możliwości korzystania tylko metody pośrednie Badania.

Wiadomo na pewno, że temperatura substancji w jądrze wewnętrznym wynosi co najmniej 6 tys. stopni, jednak mimo to jest ona w stanie stałym. Wyjaśniono to bardzo wysokie ciśnienie, co zapobiega przedostawaniu się substancji do stan ciekły- w jądrze wewnętrznym jest to przypuszczalnie równe 3 milionom atm. W takich warunkach może powstać szczególny stan skupienia - metalizacja, kiedy nawet pierwiastki takie jak gazy mogą nabrać właściwości metali i stać się stałymi i gęstymi.

Jeśli chodzi o skład chemiczny, w środowisku naukowym wciąż toczy się debata na temat tego, które pierwiastki składają się na rdzeń wewnętrzny. Niektórzy naukowcy sugerują, że głównymi składnikami są żelazo i nikiel, inni – że wśród składników może być również siarka, krzem, tlen.

Stosunek pierwiastków w różnych warstwach

Kompozycja naziemna jest bardzo zróżnicowana – zawiera prawie wszystkie elementy układ okresowy jednak ich zawartość w różnych warstwach nie jest jednolita. A więc najniższa gęstość, a więc składa się z najlżejszych elementów. Najcięższe pierwiastki znajdują się w jądrze w centrum planety. wysoka temperatura i ciśnienie, zapewniając proces rozpad jądrowy. Ten stosunek kształtował się przez pewien czas – zaraz po powstaniu planety jej skład był prawdopodobnie bardziej jednorodny.

Na lekcjach geografii uczniowie mogą zostać poproszeni o narysowanie struktury kuli ziemskiej. Aby poradzić sobie z tym zadaniem, musisz przestrzegać określonej sekwencji warstw (jest to opisane w artykule). Jeśli sekwencja zostanie zerwana lub jedna z warstw zostanie pominięta, praca zostanie wykonana nieprawidłowo. Możesz również zobaczyć kolejność warstw na zdjęciach przedstawionych w artykule.