Средняя плотность поверхностных слоев земного шара. Состав и строение земной коры

Положение земной коры между мантией и внешними оболочками – атмосферой, гидросферой и биосферой – обусловливает воздействие на нее внешних и внутренних сил Земли.

Строение земной коры неоднородно (рис. 19). Верхний слой, мощность которого колеблется от 0 до 20 км, сложен осадочными породами – песком, глиной, известняками и др. Это подтверждают данные, полученные при изучении обнажений и керна буровых скважин, а также результаты сейсмических исследований: породы эти рыхлые, скорость прохождения сейсмических волн невелика.

Рис. 19. Строение земной коры

Ниже, под материками, расположен гранитный слой, сложенный породами, плотность которых соответствует плотности гранита. Скорость прохождения сейсмических волн в этом слое, как и в гранитах, составляет 5,5–6 км/с.

Под океанами гранитный слой отсутствует, а на материках в некоторых местах он выходит на дневную поверхность.

Еще ниже расположен слой, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью 6,5 км/с. Эта скорость характерна для базальтов, поэтому, несмотря на то что слой сложен разными породами, его называют базальтовым.

Граница между гранитным и базальтовым слоями называется поверхностью Конрада . Этому разделу соответствует скачок скорости сейсмических волн от 6 до 6,5 км/с.

В зависимости от строения и мощности выделяют два вида коры – материковую и океаническую. Под материками кора содержит все три слоя – осадочный, гранитный и базальтовый. Ее мощность на равнинах достигает 15 км, а в горах увеличивается до 80 км, образуя «корни гор». Под океанами гранитный слой во многих местах вообще отсутствует, и базальты покрыты тонким чехлом осадочных пород. В глубоководных частях океана мощность коры не превышает 3–5 км, а ниже залегает верхняя мантия.

Мантия. Это промежуточная оболочка, расположенная между литосферой и ядром Земли. Нижняя ее граница проходит предположительно на глубине 2900 км. На мантию приходится более половины объема Земли. Вещество мантии находится в перегретом состоянии и испытывает огромное давление вышележащей литосферы. Мантия оказывает большое влияние на процессы, происходящие на Земле. В верхней мантии возникают магматические очаги, образуются руды, алмазы и другие ископаемые. Отсюда же на поверхность Земли поступает внутреннее тепло. Вещество верхней мантии постоянно и активно перемещается, вызывая движение литосферы и земной коры.

Ядро. В ядре различают две части: внешнюю, до глубины 5 тыс. км, и внутреннюю, до центра Земли. Внешнее ядро жидкое, так как через него не проходят поперечные волны, внутреннее – твердое. Вещество ядра, особенно внутреннего, сильно уплотнено и по плотности соответствует металлам, поэтому его и называют металлическим.

К физическим свойствам Земли относят температурный режим (внутреннюю теплоту), плотность и давление.

Внутренняя теплота Земли. По современным представлениям Земля после ее образования была холодным телом. Затем распад радиоактивных элементов постепенно разогревал ее. Однако в результате излучения тепла с поверхности в околоземное пространство происходило ее охлаждение. Образовались относительно холодная литосфера и земная кора. На большой глубине и сегодня высокие температуры. Рост температур с глубиной можно наблюдать непосредственно в глубоких шахтах и буровых скважинах, при извержении вулканов. Так, изливающаяся вулканическая лава имеет температуру 1200–1300 °C.

На поверхности Земли температура постоянно изменяется и зависит от притока солнечного тепла. Суточные колебания температур распространяются до глубины 1–1,5 м, сезонные – до 30 м. Ниже этого слоя лежит зона постоянных температур, где они всегда остаются неизменными и соответствуют среднегодовым температурам данной местности на поверхности Земли.

Глубина залегания зоны постоянных температур в разных местах неодинакова и зависит от климата и теплопроводности горных пород. Ниже этой зоны начинается повышение температур, в среднем на 30 °C через каждые 100 м. Однако величина эта непостоянна и зависит от состава горных пород, наличия вулканов, активности теплового излучения из недр Земли. Так, в России она колеблется от 1,4 м в Пятигорске до 180 м на Кольском полуострове.

Зная радиус Земли, можно подсчитать, что в центре ее температура должна достигать 200 000 °C. Однако при такой температуре Земля превратилась бы в раскаленный газ. Принято считать, что постепенное повышение температур происходит только в литосфере, а источником внутреннего тепла Земли служит верхняя мантия. Ниже рост температур замедляется, и в центре Земли она не превышает 50 000 °C.

Плотность Земли. Чем плотнее тело, тем больше масса единицы его объема. Эталоном плотности принято считать воду, 1 см 3 которой весит 1 г, т. е. плотность воды равна 1 г/с 3 . Плотность других тел определяется отношением их массы к массе воды такого же объема. Отсюда понятно, что все тела, имеющие плотность больше 1, тонут, меньше – плавают.

Плотность Земли в разных местах неодинакова. Осадочные породы имеют плотность 1,5–2 г/см 3 , а базальты – более 2 г/см 3 . Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см 3 – это в 2 с лишним раза больше плотности гранита . В центре Земли плотность слагающих ее пород возрастает и составляет 15–17 г/см 3 .

Давление внутри Земли. Горные породы, находящиеся в центре Земли, испытывают огромное давление со стороны вышележащих слоев. Подсчитано, что на глубине всего лишь 1 км давление составляет 10 4 гПа, а в верхней мантии оно превышает 6 * 10 4 гПа. Лабораторные эксперименты показывают, что при таком давлении твердые тела, например мрамор, изгибаются и могут даже течь, т. е. приобретают свойства, промежуточные между твердым телом и жидкостью. Такое состояние веществ называют пластическим. Данный эксперимент позволяет утверждать, что в глубоких недрах Земли материя находится в пластическом состоянии.

Химический состав Земли. В Земле можно найти все химические элементы таблицы Д. И. Менделеева. Однако количество их неодинаково, распределены они крайне неравномерно. Например, в земной коре кислород (О) составляет более 50 %, железо (Fе) – менее 5 % ее массы. Подсчитано, что базальтовый и гранитный слои состоят в основном из кислорода, кремния и алюминия, а в мантии возрастает доля кремния, магния и железа. В целом же принято считать, что на 8 элементов (кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, водород) приходится 99,5 % состава земной коры, а на все остальные – 0,5 %. Данные о составе мантии и ядра носят предположительный характер.

Земная кора только кажется неподвижной, абсолютно устойчивой. На самом же деле она совершает непрерывные и разнообразные движения. Некоторые из них происходят очень медленно и не воспринимаются органами чувств человека, другие, например землетрясения, носят обвальный, разрушительный характер. Какие же титанические силы приводят в движение земную кору?

Внутренние силы Земли, источник их происхождения. Известно, что на границе мантии и литосферы температура превышает 1500 °C. При этой температуре материя должна либо расплавиться, либо превратиться в газ. При переходе твердых тел в жидкое или газообразное состояние объем их должен увеличиваться. Однако этого не происходит, так как перегретые породы находятся под давлением вышележащих слоев литосферы. Возникает эффект «парового котла», когда стремящаяся расшириться материя давит на литосферу, приводя ее в движение вместе с земной корой. При этом чем выше температура, тем сильнее давление и тем активнее движется литосфера. Особенно сильные очаги давления возникают в тех местах верхней мантии, где концентрируются радиоактивные элементы, распад которых разогревает слагающие породы до еще более высоких температур. Движения земной коры под действием внутренних сил Земли называют тектоническими. Эти движения подразделяют на колебательные, складкообразовательные и разрывные.

Колебательные движения. Эти движения происходят очень медленно, незаметно для человека, поэтому их еще называют вековыми или эпейрогеническими. В одних местах земная кора поднимается, в других – опускается. При этом нередко поднятие сменяется опусканием, и наоборот. Проследить за этими движениями можно только по тем «следам», которые остаются после них на земной поверхности. Например, на побережье Средиземного моря, близ Неаполя, находятся развалины храма Сераписа, колонны которого источены морскими моллюсками на высоте до 5,5 м над уровнем современного моря. Это служит безусловным доказательством того, что храм, построенный в IV в., побывал на дне моря, а затем произошло его поднятие. Сейчас этот участок суши вновь опускается. Нередко на побережьях морей выше их современного уровня находятся ступени – морские террасы, созданные когда-то морским прибоем. На площадках этих ступеней можно найти остатки морских организмов. Это свидетельствует о том, что площадки террас когда-то были дном моря, а затем берег поднялся и море отступило.

Опускание земной коры ниже 0 м над уровнем моря сопровождается наступлением моря – трансгрессией, а поднятие – его отступлением – регрессией. В настоящее время в Европе поднятия происходят в Исландии, Гренландии, на Скандинавском полуострове. Наблюдениями установлено, что область Ботнического залива поднимается со скоростью 2 см в год, т. е. на 2 м в столетие. Одновременно с этим происходит опускание территории Голландии, Южной Англии, Северной Италии, Причерноморской низменности, побережья Карского моря. Признаком опускания морских побережий служит образование морских заливов в устьевых участках рек – эстуариев (губ) и лиманов.

При поднятии земной коры и отступлении моря морское дно, сложенное осадочными породами, оказывается сушей. Так образуются обширные морские (первичные) равнины: например, Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Сибирская, Амазонская (рис. 20).

Рис. 20. Строение первичных, или морских, пластовых равнин

Складкообразовательные движения. В тех случаях, когда пласты горных пород достаточно пластичны, под действием внутренних сил происходит смятие их в складки. Когда давление направлено по вертикали, породы смещаются, а если в горизонтальной плоскости – сжимаются в складки. Форма складок бывает самой разнообразной. Когда изгиб складки направлен вниз, ее называют синклиналью, вверх – антиклиналью (рис. 21). Образуются складки на больших глубинах, т. е. при высоких температурах и большом давлении, а затем под действием внутренних сил они могут быть подняты. Так возникают складчатые горы Кавказские, Альпы, Гималаи, Анды и др. (рис. 22). В таких горах складки легко наблюдать там, где они обнажены и выходят на поверхность.

Рис. 21. Синклинальная (1) и антиклинальная (2) складки

Рис. 22. Складчатые горы

Разрывные движения. Если горные породы недостаточно прочны, чтобы выдержать действие внутренних сил, в земной коре образуются трещины – разломы и происходит вертикальное смещение горных пород. Опустившиеся участки называют грабенами, а поднявшиеся – горстами (рис. 23). Чередование горстов и грабенов создает глыбовые (возрожденные) горы. Примерами таких гор служат: Алтай, Саянские, Верхоянский хребет, Аппалачи в Северной Америке и многие другие. Возрожденные горы отличаются от складчатых как по внутреннему строению, так и по внешнему виду – морфологии. Склоны этих гор часто отвесные, долины, как и водоразделы, широкие, плоские. Пласты горных пород всегда смещены относительно друг друга.

Рис. 23. Возрожденные складчато-глыбовые горы

Опустившиеся участки в этих горах, грабены, иногда заполняются водой, и тогда образуются глубокие озера: например, Байкал и Телецкое в России, Танганьика и Ньяса в Африке.

При дальнейшем повышении температуры в недрах Земли горные породы, несмотря на высокое давление, расплавляются, образуя магму. При этом выделяется много газов. Это еще больше увеличивает и объем расплава, и его давление на окружающие породы. В результате очень плотная, насыщенная газами магма стремится туда, где давление меньше. Она заполняет трещины в земной коре, разрывает и приподнимает пласты слагающих ее пород. Часть магмы, не достигнув земной поверхности, застывает в толще земной коры, образуя магматические жилы и лакколиты. Иногда же магма вырывается на поверхность, и происходит ее извержение в виде лавы, газов, вулканического пепла, обломков горных пород и застывших сгустков лавы.

Вулканы. У каждого вулкана имеется канал, по которому происходит извержение лавы (рис. 24). Это жерло, которое всегда заканчивается воронкообразным расширением – кратером. Диаметр кратеров колеблется от нескольких сот метров до многих километров. Например, диаметр кратера Везувия – 568 м. Очень большие кратеры называют кальдерами. Например, кальдера вулкана Узона на Камчатке, которую заполняет озеро Кроноцкое, достигает 30 км в поперечнике.

Форма и высота вулканов зависят от вязкости лавы. Жидкая лава быстро и легко растекается и не образует горы конусообразной формы. Примером может служить вулкан Килауза на Гавайских островах. Кратер этого вулкана представляет собой округлое озеро диаметром около 1 км, заполненное клокочущей жидкой лавой. Уровень лавы, подобно воде в чаше родника, то опускается, то поднимается, выплескиваясь через край кратера.

Рис. 24. Вулканический конус в разрезе

Более широко распространены вулканы с вязкой лавой, которая, остывая, образует вулканический конус. Конус всегда имеет слоистое строение, которое свидетельствует о том, что излияния происходили многократно, а вулкан вырастал постепенно, от извержения к извержению.

Высота вулканических конусов колеблется от нескольких десятков метров до нескольких километров. Например, вулкан Аконкагуа в Андах имеет высоту 6960 м.

Гор-вулканов, действующих и потухших, насчитывается около 1500. Среди них такие гиганты, как Эльбрус на Кавказе, Ключевская Сопка на Камчатке, Фудзияма в Японии, Килиманджаро в Африке и многие другие.

Большая часть действующих вулканов расположена вокруг Тихого океана, образуя Тихоокеанское «огненное кольцо», и в Средиземноморско-Индонезийском поясе. Только на Камчатке известно 28 действующих вулканов, а всего их более 600. Распространены действующие вулканы закономерно – все они приурочены к подвижным зонам земной коры (рис. 25).

Рис. 25. Зоны вулканизма и землетрясений

В геологическом прошлом Земли вулканизм был более активным, чем теперь. Кроме обычных (центральных) извержений происходили трещинные излияния. Из гигантских трещин (разломов) в земной коре, протянувшихся на десятки и сотни километров, лава извергалась на земную поверхность. Создавались сплошные или пятнистые лавовые покровы, выравнивающие рельеф местности. Толща лавы достигала 1,5–2 км. Так образовались лавовые равнины. Примером таких равнин служат отдельные участки Среднесибирского плоскогорья, центральной части плоскогорья Декан в Индии, Армянское нагорье, плато Колумбия.

Землетрясения. Причины землетрясений бывают разные: извержение вулканов, обвалы в горах. Но наиболее сильные из них возникают в результате движений земной коры. Такие землетрясения называют тектоническими. Зарождаются они обычно на большой глубине, на границе мантии и литосферы. Место зарождения землетрясения называется гипоцентром или очагом. На поверхности Земли, над гипоцентром, находится эпицентр землетрясения (рис. 26). Здесь сила землетрясения наиболее велика, а при удалении от эпицентра она ослабевает.

Рис. 26. Гипоцентр и эпицентр землетрясения

Земная кора сотрясается непрерывно. В течение года наблюдается свыше 10 000 землетрясений, но большая часть из них настолько слаба, что не ощущается человеком и фиксируется только приборами.

Сила землетрясений измеряется в баллах – от 1 до 12. Мощные 12-балльные землетрясения бывают редко и носят катастрофический характер. При таких землетрясениях происходят деформации в земной коре, образуются трещины, сдвиги, сбросы, обвалы в горах и провалы на равнинах. Если они происходят в густонаселенных местах, то возникают большие разрушения и многочисленные человеческие жертвы. Крупнейшими землетрясениями в истории являются Мессинское (1908), Токийское (1923), Ташкентское (1966), Чилийское (1976) и Спитакское (1988). В каждом из этих землетрясений погибли десятки, сотни и тысячи человек, а города были разрушены почти до основания.

Нередко гипоцентр находится под океаном. Тогда возникает разрушительная океаническая волна – цунами.

Одновременно с внутренними, тектоническими процессами на Земле действуют процессы внешние. В отличие от внутренних, охватывающих всю толщу литосферы, они действуют только на поверхности Земли. Глубина их проникновения в земную кору не превышает нескольких метров и лишь в пещерах – до нескольких сот метров. Источником происхождения сил, вызывающих внешние процессы, служит тепловая солнечная энергия.

Внешние процессы очень разнообразны. К ним относятся выветривание горных пород, работа ветра, воды и ледников.

Выветривание. Оно подразделяется на физическое, химическое и органическое.

Физическое выветривание – это механическое раздробление, измельчение горных пород.

Происходит оно при резком изменении температуры. При нагревании порода расширяется, при охлаждении – сжимается. Так как коэффициент расширения разных минералов, входящих в породу, неодинаков, процесс ее разрушения усиливается. Вначале порода распадается на крупные глыбы, которые с течением времени измельчаются. Ускоренному разрушению породы способствует вода, которая, проникая в трещины, замерзает в них, расширяется и разрывает породу на отдельные части. Наиболее активно физическое выветривание действует там, где происходит резкая смена температуры, а на поверхность выходят твердые магматические породы – гранит, базальт, сиениты и т. д.

Химическое выветривание – это химическое воздействие на горные породы различных водных растворов.

При этом, в отличие от физического выветривания, происходят разнообразные химические реакции, а вследствие этого изменение химического состава и, возможно, образование новых горных пород. Действует химическое выветривание повсеместно, но особенно интенсивно протекает в легкорастворимых породах – известняках, гипсах, доломитах.

Органическое выветривание представляет собой процесс разрушения горных пород живыми организмами – растениями, животными и бактериями.

Лишайники, например, поселяясь на скалах, истачивают их поверхность выделяемой кислотой. Корни растений также выделяют кислоту, а кроме того, корневая система действует механически, как бы разрывая породу. Дождевые черви, пропуская через себя неорганические вещества, преобразуют породу и улучшают доступ в нее воды и воздуха.

Выветривание и климат. Все виды выветривания протекают одновременно, но действуют с разной интенсивностью. Зависит это не только от слагающих пород, но и главным образом от климата.

В полярных странах наиболее активно проявляется морозное выветривание, в умеренных – химическое, в тропических пустынях – механическое, во влажных тропиках – химическое.

Работа ветра. Ветер способен разрушать горные породы, переносить и откладывать их твердые частицы. Чем сильнее ветер и чем чаще он дует, тем большую работу он способен производить. Там, где на поверхность Земли выходят скалистые обнажения, ветер бомбардирует их песчинками, постепенно стирая и разрушая даже самые твердые породы. Менее устойчивые породы разрушаются быстрее, возникают специфические, эоловые формы рельефа – каменные кружева, эоловые грибы, столбы, башни.

В песчаных пустынях и по берегам морей и крупных озер ветер создает специфические формы рельефа – барханы и дюны.

Барханы – это подвижные песчаные холмы серповидной формы. Наветренный склон их всегда пологий (5-10°), а подветренный – крутой – до 35–40° (рис. 27). Образование барханов связано с торможением ветрового потока, несущего песок, которое происходит из-за каких-либо препятствий – неровностей поверхности, камней, кустов и т. д. Сила ветра ослабевает, и начинается отложение песка. Чем постояннее ветры и чем больше песка, тем быстрее растет бархан. Наиболее высокие барханы – до 120 м – обнаружены в пустынях Аравийского полуострова.

Рис. 27. Строение бархана (стрелкой показано направление ветра)

Передвигаются барханы по направлению ветра. Ветер гонит песчинки по пологому склону. Достигнув гребня, ветровой поток завихряется, скорость его уменьшается, песчинки выпадают и скатываются по крутому подветренному склону. Это обусловливает перемещение всего бархана со скоростью до 50–60 м в год. Передвигаясь, барханы могут засыпать оазисы и даже целые поселки.

На песчаных пляжах развеваемые пески образуют дюны. Они тянутся вдоль берега в виде громадных песчаных гряд или холмов высотой до 100 м и более. В отличие от барханов они не имеют постоянной формы, но также могут передвигаться в направлении от пляжа в глубь суши. Для того чтобы остановить движение дюн, высаживают древесно-кустарниковые растения, в первую очередь сосны.

Работа снега и льда. Снег, особенно в горах, выполняет значительную работу. На склонах гор накапливаются огромные массы снега. Время от времени они срываются со склонов, образуя снежные лавины. Такие лавины, двигаясь с огромной скоростью, захватывают обломки скал и увлекают вниз, сметая все на своем пути. За грозную опасность, которую несут снежные лавины, их называют «белой смертью».

Твердый материал, который остается после таяния снега, образует громадные каменистые бугры, перегораживающие и заполняющие межгорные впадины.

Еще большую работу выполняют ледники. Они занимают на Земле громадные площади – более 16 млн км 2 , что составляет 11 % площади суши.

Различают ледники материковые, или покровные, и горные. Материковые льды занимают огромные площади в Антарктиде, Гренландии, на многих полярных островах. Толщина льда материковых ледников неодинакова. Например, в Антарктиде она достигает 4000 м. Под действием громадной тяжести лед сползает в море, обламывается, и образуются айсберги – ледяные плавучие горы.

У горных ледников различают две части – области питания или накопления снега и таяния. Накапливается снег в горах выше снеговой линии. Высота этой линии в разных широтах неодинакова: чем ближе к экватору, тем выше снеговая линия. В Гренландии, например, она лежит на высоте 500–600 м, а на склонах вулкана Чимборасо в Андах – 4800 м.

Выше снеговой линии снег накапливается, уплотняется и постепенно превращается в лед. Лед обладает пластическими свойствами и под давлением вышележащих масс начинает скользить по склону вниз. В зависимости от массы ледника, его насыщенности водой и крутизны склона скорость движения колеблется от 0,1 до 8 м в сутки.

Двигаясь по склонам гор, ледники выпахивают рытвины, сглаживают выступы скал, расширяют и углубляют долины. Обломочный материал, который ледник захватывает при своем движении, при таянии (отступлении) ледника, остается на месте, образуя ледниковую морену. Морена – это груды обломков скал, валунов, песка, глины, оставленные ледником. Различают морены донные, боковые, поверхностные, срединные и конечные.

Горные долины, по которым когда-либо проходил ледник, легко отличить: в этих долинах всегда обнаруживаются остатки морен, а форма их напоминает корыто. Такие долины называют трогами.

Работа текучих вод. К текучим водам относятся временные дождевые потоки и талые снеговые воды, ручьи, реки и подземные воды. Работа текучих вод с учетом фактора времени грандиозна. Можно сказать, что весь облик земной поверхности в той или иной мере создан текучей водой. Все текучие воды объединяет то, что они производят три вида работ:

– разрушение (эрозию);

– перенос продуктов (транзит);

– отношение(аккумуляцию).

В результате образуются разнообразные неровности на поверхности Земли – овраги, борозды на склонах, обрывы, долины рек, песчаные и галечные острова и т. д., а также пустоты в толще горных пород – пещеры.

Действие силы тяжести. Все тела – жидкие, твердые, газообразные, находящиеся на Земле, – притягиваются к ней.

Сила, с которой тело притягивается к Земле, называется силой тяжести.

Под действием этой силы все тела стремятся занять самое низкое положение на земной поверхности. В результате возникают водные потоки в реках, дождевые воды просачиваются в толщу земной коры, обрушиваются снежные лавины, движутся ледники, вниз по склонам перемещаются обломки горных пород. Сила тяжести – необходимое условие действия внешних процессов. В противном случае продукты выветривания оставались бы на месте их образования, покрывая, как плащом, нижележащие породы.

Как вы уже знаете, Земля состоит из множества химических элементов – кислорода, азота, кремния, железа и т. д. Соединяясь между собой, химические элементы образуют минералы.

Минералы. Большая часть минералов состоит из двух или нескольких химических элементов. Узнать, какое количество элементов содержится в минерале, можно по его химической формуле. Например, галит (поваренная соль) состоит из натрия и хлора и имеет формулу NCl; магнетит (магнитный железняк) – из трех молекул железа и двух кислорода (F 3 O 2) и т. д. Некоторые минералы образованы одним химическим элементом, например: сера, золото, платина, алмаз и др. Такие минералы называют самородными. В природе известно около 40 самородных элементов, на долю которых приходится 0,1 % массы земной коры.

Минералы могут быть не только твердыми, но и жидкими (вода, ртуть, нефть), и газообразными (сероводород, углекислый газ).

Большинство минералов имеют кристаллическое строение. Форма кристалла для данного минерала всегда постоянна. Например, кристаллы кварца имеют форму призмы, галита – форму куба и т. д. Если поваренную соль растворить в воде, а затем выкристаллизовать, то вновь образованные минералы приобретут кубическую форму. Многие минералы обладают способностью расти. Размеры их колеблются от микроскопических до гигантских. Например, на острове Мадагаскар найден кристалл берилла длиной 8 м и диаметром 3 м. Вес его составляет почти 400 т.

По образованию все минералы делятся на несколько групп. Одни из них (полевой шпат, кварц, слюда) выделяются из магмы при ее медленном остывании на больших глубинах; другие (сера) – при быстром остывании лавы; третьи (гранат, яшма, алмаз) – при высоких температурах и давлении на больших глубинах; четвертые (гранаты, рубины, аметисты) выделяются из горячих водных растворов в подземных жилах; пятые (гипс, соли, бурый железняк) образуются при химическом выветривании.

Всего в природе насчитывается более 2500 минералов. Для их определения и изучения большое значение имеют физические свойства, к которым относят блеск, цвет, цвет черты, т. е. следа, оставляемого минералом, прозрачность, твердость, спайность, излом, удельный вес. Например, у кварца форма кристаллов призматическая, блеск стеклянный, спайности нет, излом раковистый, твердость 7, удельный вес 2,65 г/см 3 , черты не имеет; у галита форма кристалла кубическая, твердость 2,2, удельный вес 2,1 г/см 3 , блеск стеклянный, цвет белый, спайность совершенная, вкус соленый и т. д.

Из минералов наиболее известны и широко распространены 40–50, которые называют породообразующими (полевой шпат, кварц, галит и пр.).

Горные породы. Данные породы представляют собой скопление одного или нескольких минералов. Мрамор, известняк, гипс состоят из одного минерала, а гранит, базальт – из нескольких. Всего в природе насчитывается около 1000 горных пород. В зависимости от происхождения – генезиса – горные породы подразделяются на три основные группы: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы. Образуются при остывании магмы; кристаллического строения, не имеют слоистости; не содержат остатков животных и растений. Среди магматических пород различают глубинные и излившиеся. Глубинные породы образовались в глубине земной коры, где магма находится под большим давлением и ее остывание происходит очень медленно. Примером глубинной породы может служить гранит – наиболее распространенная кристаллическая порода, состоящая в основном из трех минералов: кварца, полевого шпата и слюды. Цвет гранитов зависит от цвета полевого шпата. Чаще всего они серые или розовые.

При излиянии магмы на поверхность образуются излившиеся породы. Они представляют либо спекшуюся массу, напоминающую шлак, либо стекловидную, тогда их называют вулканическим стеклом. В отдельных случаях образуется мелкокристаллическая порода типа базальта.

Осадочные породы. Покрывают примерно 80 % всей поверхности Земли. Для них характерны слоистость и пористость. Как правило, осадочные породы являются результатом накопления в морях и океанах остатков отмерших организмов или снесенных с суши частиц разрушенных твердых пород. Процесс накопления происходит неравномерно, поэтому образуются слои разной мощности (толщины). Во многих осадочных породах находят окаменелости или отпечатки животных и растений.

В зависимости от места образования осадочные породы подразделяют на континентальные и морские. К континентальным породам относятся, например, глины. Глины – измельченный продукт разрушения твердых пород. Они состоят из мельчайших чешуйчатообразных частиц, обладают способностью впитывать воду. Глины пластичны, водоупорны. Цвет их различен – от белого до синего и даже черного. Белые глины используют для производства фарфора.

Континентального происхождения и широко распространенная горная порода – лёсс. Это мелкозернистая, неслоистая порода желтоватого цвета, состоящая из смеси кварца, глинистых частиц, углекислой извести и гидратов окиси железа. Легко пропускает воду.

Морские породы обычно формируются на дне океанов. К ним относят некоторые глины, пески, гравий.

Большая группа осадочных биогенных горных пород образовалась из остатков умерших животных и растений. К ним относят известняки, доломиты и некоторые горючие полезные ископаемые (торф, каменный уголь, горючие сланцы).

Особенно широко в земной коре распространен известняк, состоящий из углекислого кальция. В его фрагментах легко можно заметить скопления мелких раковин и даже скелетов небольших животных. Цвет известняков различный, чаще серый.

Мел также образован из мельчайших раковин – обитателей моря. Огромные запасы этой горной породы находятся в Белгородской области, где по крутым берегам рек можно увидеть выходы мощных слоев мела, выделяющегося своей белизной.

Известняки, в которых имеется примесь углекислого магния, называют доломитами. Известняки имеют широкое применение в строительстве. Из них изготовляют известь для штукатурных работ и цемент. Лучший цемент изготовляют из мергеля.

В тех морях, где раньше обитали животные, имеющие кремневые раковины, и росли водоросли, содержащие кремень, образовалась горная порода трепел. Это легкая, плотная, обычно желтоватая или светло-серая порода, являющаяся строительным материалом.

К осадочным относят также породы, образовавшиеся путем осаждения из водных растворов (гипс, каменная соль, калийная соль, бурый железняк и др.).

Метаморфические породы. Эта группа пород образовалась из осадочных и магматических пород под воздействием высоких температур, давления, а также химических изменений. Так, при действии температуры и давления на глину образуются глинистые сланцы, на песок – плотные песчаники, а на известняки – мрамор. Изменения, т. е. метаморфоз, происходят не только с осадочными породами, но и с магматическими. Под воздействием высоких температур и давления гранит приобретает слоистое строение и образуется новая порода – гнейс.

Высокая температура и давление способствуют перекристаллизации пород. Из песчаников образуется очень прочная кристаллическая порода – кварцит.

Наукой установлено, что более 2,5 млрд лет назад планета Земля была полностью покрыта океаном. Затем под действием внутренних сил началось поднятие отдельных участков земной коры. Процесс поднятия сопровождался бурным вулканизмом, землетрясениями, горообразованием. Так возникли первые участки суши – древние ядра современных материков. Академик В. А. Обручев называл их «древним теменем Земли».

Как только суша поднялась над океаном, на поверхности ее начали действовать внешние процессы. Горные породы разрушались, продукты разрушения сносились в океан и накапливались по его окраинам в виде осадочных горных пород. Толща осадков достигала нескольких километров, и под ее давлением океанское дно начинало прогибаться. Такие гигантские прогибы земной коры под океанами называют геосинклиналями. Образование геосинклиналей в истории Земли идет непрерывно с древнейших времен по настоящее время. В жизни геосинклиналей различают несколько стадий:

– эмбриональная – прогиб земной коры и накопление осадков (рис. 28, А);

– созревания – заполнение прогиба осадками, когда толща их достигает 15–18 км и возникает радиальное и боковое давление;

– складчатости – образование складчатых гор под давлением внутренних сил Земли (процесс этот сопровождается бурным вулканизмом и землетрясениями) (рис. 28, Б);

– затухания – разрушение возникших гор внешними процессами и образование на их месте остаточной холмистой равнины (рис. 28).

Рис. 28. Схема строения равнины, образовавшейся в результате разрушения гор (пунктиром показана реконструкция бывшей горной страны)

Так как осадочные горные породы в области геосинклинали являются пластичными, то в результате возникшего давления они сминаются в складки. Образуются складчатые горы, такие как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.

Периоды, когда в геосинклиналях идет активное образование складчатых гор, называют эпохами складчатости. В истории Земли известно несколько таких эпох: байкальская, каледонская, герцинская, мезозойская и альпийская.

Процесс горообразования в геосинклинали может охватить и внегеосинклинальные области – области бывших, ныне разрушенных гор. Так как породы здесь жесткие, лишены пластичности, то они не сминаются в складки, а разбиваются разломами. Одни участки поднимаются, другие опускаются – возникают возрожденные глыбовые и складчато-глыбовые горы. Например, в альпийскую эпоху складчатости образовались складчатые горы Памир и возродились Алтайские и Саянские. Поэтому возраст гор определяют не по времени их образования, а по возрасту складчатого основания, который всегда обозначен на тектонических картах.

Геосинклинали, находящиеся на разных стадиях развития, существуют и сегодня. Так, вдоль азиатского побережья Тихого океана, в Средиземном море расположена современная геосинклиналь, переживающая стадию созревания, а на Кавказе, в Андах и других складчатых горах завершается процесс горообразования; Казахский мелкосопочник – это пенеплен, холмистая равнина, образовавшаяся на месте разрушенных гор каледонской и герцинской складчатости. На поверхность здесь выходит основание древних гор – мелкие сопки – «горы-свидетели», сложенные прочными магматическими и метаморфическими породами.

Обширные участки земной коры, обладающие сравнительно малой подвижностью и равнинным рельефом, называют платформами. В основании платформ, в их фундаменте, лежат прочные магматические и метаморфические породы, свидетельствующие о некогда происходивших здесь процессах горообразования. Обычно фундамент покрыт толщей осадочных пород. Иногда породы фундамента выходят на поверхность, образуя щиты. Возраст платформы соответствует возрасту фундамента. К древним (докембрийским) платформам относятся Восточно-Европейская, Сибирская, Бразильская и др.

Платформы – это в основном равнины. Они испытывают преимущественно колебательные движения. Однако в отдельных случаях на них возможно и образование возрожденных глыбовых гор. Так, в результате возникновения Великих африканских разломов произошло поднятие и опускание отдельных участков древней Африканской платформы и образовались глыбовые горы и нагорья Восточной Африки, горы-вулканы Кения и Килиманджаро.

Литосферные плиты и их движение. Учение о геосинклиналях и платформах получило в науке название «фиксизм», поскольку согласно этой теории крупные блоки коры зафиксированы на одном месте. Во второй половине XX в. многие ученые поддержали теорию мобилизма, в основе которой лежит представление о горизонтальных движениях литосферы. Согласно этой те ории вся литосфера глубинными разломами, достигающими верхней мантии, разбита на гигантские блоки – литосферные плиты. Границы между плитами могут проходить как по суше, так и по дну океанов. В океанах этими границами обычно служат срединные океанические хребты. В этих областях зафиксировано большое количество разломов – рифтов, по которым вещество верхней мантии изливается на дно океана, растекаясь по нему. В тех областях, где проходят границы между плитами, нередко активизируются процессы горообразования – в Гималаях, Андах, Кордильерах, Альпах и т. д. Основание плит находится в астеносфере, и по ее пластическому субстрату литосферные плиты, подобно гигантским айсбергам, медленно перемещаются в разных направлениях (рис. 29). Перемещение плит зафиксировано точнейшими измерениями из космоса. Так, африканский и аравийский берега Красного моря медленно удаляются друг от друга, что позволило некоторым ученым назвать это море «зародышем» будущего океана. Космические снимки позволяют проследить и направление глубинных разломов земной коры.

Рис. 29. Движение литосферных плит

Теория мобилизма убедительно объясняет образование гор, так как для их возникновения необходимо не только радиальное, но и боковое давление. Там, где сталкиваются две плиты, одна из них погружается под другую, а вдоль границы столкновения образуются «торосы», т. е. горы. Этот процесс сопровождается землетрясениями и вулканизмом.

Рельеф – это совокупность неровностей земной поверхности, различающихся по высоте над уровнем моря, происхождению и т. п.

Эти неровности придают неповторимый облик нашей планете. На формирование рельефа оказывают воздействие как внутренние, тектонические, так и внешние силы. Благодаря тектоническим процессам возникают в основном крупные неровности поверхности – горы, нагорья и т. д., а внешние силы направлены на их разрушение и создание более малых форм рельефа – речных долин, оврагов, барханов и т. д.

Все формы рельефа подразделяют на вогнутые (впадины, долины рек, овраги, балки и т. д.), выпуклые (холмы, горные хребты, вулканические конусы и пр.), просто горизонтальные и наклонные поверхности. Размер их может быть самым разнообразным – от нескольких десятков сантиметров до многих сотен и даже тысяч километров.

В зависимости от масштаба выделяют планетарные, макро-, мезо– и микроформы рельефа.

К планетарным относят выступы материков и впадины океанов. Материки и океаны нередко являются антиподами. Так, Антарктика лежит против Северного Ледовитого океана, Северная Америка – против Индийского, Австралия – против Атлантического и только Южная Америка – против Юго-Восточной Азии.

Глубины океанических впадин колеблются в больших пределах. Средняя глубина составляет 3800 м, а максимальная, отмеченная в Марианской впадине Тихого океана, – 11 022 м. Высшая точка суши – гора Эверест (Джомолунгма) достигает 8848 м. Таким образом, амплитуда высот достигает почти 20 км.

Преобладающие глубины в океане – от 3000 до 6000 м, а высоты на суше – менее 1000 м. Высокие горы и глубоководные впадины занимают всего лишь доли процента поверхности Земли.

Средняя высота материков и их частей над уровнем океана также неодинакова: Северная Америка – 700 м, Африка – 640, Южная Америка – 580, Австралия – 350, Антарктида – 2300, Евразия – 635 м, причем высота Азии 950 м, а Европы – всего 320 м. Средняя высота суши 875 м.

Рельеф дна океана. На дне океана, как и на суше, имеются разнообразные формы рельефа – горы, равнины, впадины, желоба и т. д. Они обычно имеют более мягкие очертания, чем аналогичные формы рельефа суши, так как внешние процессы протекают здесь более спокойно.

В рельефе океанского дна выделяют:

– материковую отмель, или шельф (полка), – мелководная часть до глубины 200 м, ширина которой в ряде случаев достигает многих сотен километров;

– материковый склон – довольно крутой уступ до глубины 2500 м;

– ложе океана, которое занимает большую часть дна с глубинами до 6000 м.

Наибольшие глубины отмечены в желобах, или океанических впадинах, где они превышают отметку 6000 м. Желоба обычно протягиваются вдоль материков по окраинам океана.

В центральных частях океанов располагаются срединные океанические хребты (рифты): Южно-Атлантический, Австралийский, Антарктический и др.

Рельеф суши. Основные элементы рельефа суши – это горы и равнины. Они образуют макрорельеф Земли.

Горой называют возвышенность, имеющую вершинную точку, склоны, подошвенную линию, поднимающиеся над местностью выше 200 м; возвышение же высотой до 200 м называется холмом. Линейно вытянутые формы рельефа, имеющие гребень и склоны, – это горные хребты. Хребты разделяются расположенными между ними горными долинами. Соединяясь между собой, горные хребты образуют горные цепи. Совокупность хребтов, цепей и долин называют горным узлом, или горной страной, а в обиходе – горами. Например, Алтайские горы, Уральские горы и т. п.

Обширные участки земной поверхности, состоящие из горных хребтов, долин и высоких равнин, называются нагорьями. Например, Иранское нагорье, Армянское нагорье и др.

По происхождению горы бывают тектоническими, вулканическими и эрозионными.

Тектонические горы образуются в результате движений земной коры, они состоят из одной или множества складок, поднятых на значительную высоту. Все высочайшие горы мира – Гималаи, Гиндукуш, Памир, Кордильеры и др. – складчатые. Для них характерны остроконечные вершины, узкие долины (теснины), вытянутые гребни.

Глыбовые и складчато-глыбовые горы образуются в результате поднятия и опускания блоков (глыб) земной коры по плоскостям разломов. Для рельефа этих гор характерны плоские вершины и водоразделы, широкие, с плоским дном, долины. Это, например, Уральские горы, Аппалачи, Алтай и др.

Вулканические горы образуются в результате накопления продуктов вулканической деятельности.

На поверхности Земли достаточно широко распространены эрозионные горы, которые образуются в результате расчленения высоких равнин внешними силами, в первую очередь текучими водами.

По высоте горы подразделяются на низкие (до 1000 м), средне-высотные (от 1000 до 2000 м), высокие (от 2000 до 5000 м) и высочайшие (выше 5 км).

Высоту гор легко определить по физической карте. По ней же можно определить, что большая часть гор относится к средне-высотным и высоким. Выше 7000 м поднимаются немногие вершины, и все они находятся в Азии. Высоту более 8000 м имеют всего лишь 12 горных вершин, расположенных в горах Каракорум и Гималаях. Высшей точкой планеты является гора, или, точнее, горный узел, Эверест (Джомолунгма) – 8848 м.

Большую часть поверхности суши занимают равнинные пространства. Равнины – это участки земной поверхности, имеющие плоский или слабохолмистый рельеф. Чаще всего равнины слегка наклонные.

По характеру поверхности равнины делят на плоские, волнистые и холмистые, но на обширных равнинах, например Туранской или Западно-Сибирской, можно встретить участки с различными формами рельефа поверхности.

В зависимости от высоты над уровнем моря равнины подразделяются на низменные (до 200 м), возвышенные (до 500 м) и высокие (плоскогорья) (свыше 500 м). Возвышенные и высокие равнины всегда сильно расчленены водными потоками и имеют холмистый рельеф, низменные часто бывают плоскими. Некоторые равнины расположены ниже уровня моря. Так, Прикаспийская низменность имеет высоту 28 м. Нередко на равнинах встречаются замкнутые котловины большой глубины. Например, впадина Карагис имеет отметку 132 м, а впадина Мертвого моря – 400 м.

Возвышенные равнины, ограниченные крутыми уступами, отделяющими их от окружающей местности, называются плато. Таковы плато Устюрт, Путорана и др.

Плоскогорья – плосковершинные участки земной поверхности, могут иметь значительную высоту. Так, например, плоскогорье Тибет поднимается выше 5000 м.

По происхождению выделяют несколько типов равнин. Значительные пространства суши занимают морские (первичные) равнины, образовавшиеся в результате морских регрессий. Это, например, Туранская, Западно-Сибирская, Великая Китайская и ряд других равнин. Почти все они относятся к великим равнинам планеты. Большая часть их – низменности, рельеф плоский или слегка холмистый.

Пластовые равнины – это плоские участки древних платформ с почти горизонтальным залеганием пластов осадочных пород. К таким равнинам относится, например, Восточно-Европейская. Равнины эти большей частью имеют холмистый рельеф.

Небольшие пространства в долинах рек занимают аллювиальные (наносные) равнины, образовавшиеся в результате выравнивания поверхности речными отложениями – аллювием. К этому типу относятся равнины Индо-Гангская, Месопотамская, Лабрадорская. Эти равнины низкие, плоские, очень плодородные.

Высоко над уровнем моря приподняты равнины – лавовые покровы (Среднесибирское плоскогорье, Эфиопское и Иранское нагорья, плоскогорье Декан). Некоторые равнины, например Казахский мелкосопочник, образовались в результате разрушения гор. Их называют эрозионными. Эти равнины всегда возвышенные и холмистые. Эти холмы сложены прочными кристаллическими породами и представляют собой остатки бывших здесь некогда гор, их «корни».

Почва – это верхний плодородный слой литосферы, обладающий рядом свойств, присущих живой и неживой природе.

Образование и существование этого природного тела нельзя представить без живых существ. Поверхностные слои горной породы являются лишь исходным субстратом, из которого под воздействием растений, микроорганизмов и животных образуются различные виды почв.

Основоположник почвоведения русский ученый В. В. Докучаев показал, что

почва – это самостоятельное природное тело, образовавшееся на поверхности горных пород под воздействием живых организмов, климата, воды, рельефа, а также человека.

Это природное образование создавалось тысячелетиями. Процесс почвообразования начинается с поселения на голых скалах, камнях микроорганизмов. Питаясь углекислым газом, азотом и парами воды из атмосферы, используя минеральные соли горной породы, микроорганизмы выделяют в результате жизнедеятельности органические кислоты. Эти вещества постепенно изменяют химический состав горных пород, делают их менее прочными и в конечном итоге разрыхляют поверхностный слой. Затем на такой породе поселяются лишайники. Неприхотливые к воде и питательным веществам, они продолжают процесс разрушения, одновременно обогащая породу органическими веществами. В результате деятельности микроорганизмов и лишайников горная порода постепенно превращается в субстрат, пригодный для заселения растениями и животными. Окончательное преобразование исходной породы в почву происходит за счет жизнедеятельности этих организмов.

Растения, поглощая из атмосферы углекислый газ, а из почвы воду и минеральные вещества, создают органические соединения. Отмирая, растения обогащают почву этими соединениями. Животные питаются растениями и их остатками. Продукты их жизнедеятельности – экскременты, а после смерти и их трупы также попадают в почву. Вся масса мертвой органической материи, накопившаяся в результате жизнедеятельности растений и животных, служит кормовой базой и местом обитания для микроорганизмов и грибов. Они деструктируют органические вещества, минерализуют их. В результате деятельности микроорганизмов образуются сложные органические вещества, составляющие гумус почвы.

Гумус почвы – это смесь устойчивых органических соединений, образующихся при разложении растительных и животных остатков и продуктов их жизнедеятельности с участием микроорганизмов.

В почве происходят распад первичных минералов и образование глинистых вторичных минералов. Таким образом, в почве протекает круговорот веществ.

Влагоемкость – это способность почвы удерживать воду.

Почва, в которой много песка, плохо удерживает воду и обладает низкой влагоемкостью. Глинистая почва, наоборот, удерживает много воды и обладает высокой влагоемкостью. В случае обильных осадков вода заполняет все поры в такой почве, препятствуя прохождению воздуха вглубь. Рыхлые, комковатые почвы лучше удерживают влагу, чем плотные.

Влагопроницаемость – это способность почвы пропускать воду.

Почва пронизана мельчайшими порами – капиллярами. По капиллярам вода может передвигаться не только вниз, но и во все стороны, в том числе снизу вверх. Чем выше капиллярность почвы, тем выше ее влагопроницаемость, тем быстрее вода проникает в почву и поднимается из более глубоких слоев вверх. Вода «прилипает» к стенкам капилляров и как бы ползет вверх. Чем тоньше капилляры, тем выше по ним поднимается вода. При выходе капилляров на поверхность вода испаряется. Песчаные почвы обладают высокой влагопроницаемостью, а глинистые – низкой. Если после дождя или полива на поверхности почвы образовалась корка (со множеством капилляров), вода испаряется очень быстро. При рыхлении почвы капилляры разрушаются, это уменьшает испарение воды. Недаром рыхление почвы называют сухим поливом.

Почвы могут иметь различную структуру, т. е. состоять из различных по форме и величине комочков, в которые склеены почвенные частицы. У лучших почв, например черноземов, структура мелкокомковатая или зернистая. По химическому составу почвы могут быть богатыми или бедными элементами питания. Показателем плодородия почвы служит количество гумуса, так как в нем есть все основные элементы питания растений. Так, например, черноземные почвы содержат до 30 % гумуса. Почвы могут быть кислыми, нейтральными и щелочными. Наиболее благоприятны для растений нейтральные почвы. Для уменьшения кислотности их известкуют, а для уменьшения щелочности в почву вносят гипс.

Механический состав почв. По механическому составу почвы подразделяются на глинистые, песчаные, суглинистые и супесчаные.

Глинистые почвы обладают высокой влагоемкостью и лучше всего обеспечены элементами питания.

Песчаные почвы маловлагоемки, хорошо влагопроницаемы, но бедны гумусом.

Суглинистые – наиболее благоприятные по своим физическим свойствам для земледелия, со средней влагоемкостью и влагопроницаемостью, хорошо обеспечены гумусом.

Супесчаные – бесструктурные почвы, бедные гумусом, хорошо водо– и воздухопроницаемы. Чтобы использовать такие почвы, необходимо улучшать их состав, вносить удобрения.

Типы почв. В нашей стране наиболее распространены следующие типы почв: тундровые, подзолистые, дерново-подзолистые, черноземные, каштановые, сероземные, красноземные и желтоземные.

Тундровые почвы находятся на Крайнем Севере в зоне вечной мерзлоты. Они переувлажнены и крайне бедны гумусом.

Подзолистые почвы распространены в тайге под хвойными, а дерново-подзолистые – под хвойно-широколиственными лесами. Широколиственные леса растут на серых лесных почвах. Все эти почвы содержат достаточно гумуса, хорошо структурированы.

В лесостепной и степной зонах расположены черноземные почвы. Они образовались под степной и травянистой растительностью, богаты гумусом. Перегной придает почве черный цвет. Они имеют прочную структуру и обладают высоким плодородием.

Каштановые почвы находятся южнее, они образуются в более сухих условиях. Для них характерен недостаток влаги.

Сероземные почвы характерны для пустынь и полупустынь. Они богаты питательными веществами, но бедны азотом, не хватает здесь и воды.

Красноземы и желтоземы образуются в субтропиках в условиях влажного и теплого климата. Они хорошо структурированы, достаточно влагоемки, но имеют более низкое содержание гумуса, поэтому для повышения плодородия в эти почвы вносят удобрения.

Для повышения плодородия почв нужно регулировать в них не только содержание питательных веществ, но и наличие влаги и аэрацию. Пахотный слой почвы должен всегда быть рыхлым для обеспечения доступа воздуха к корням растений.

Введение

Три наружные оболочки Земли, различающиеся фазовым состоянием, – твердая земная кора, жидкая гидросфера и газовая атмосфера – тесно связаны между собой, а вещество каждой из них проникает в пределы других. Подземные воды пронизывают верхнюю часть земной коры, значительный объем газов находится не в атмосфере, а растворен в гидросфере и заполняет пустоты в почве и горных породах. В свою очередь, вода и мелкие твердые минеральные частицы насыщают нижние слои атмосферы.

Наружные оболочки связаны не только пространственно, но и генетически. Происхождение оболочек, формирование их состава и его дальнейшая эволюция взаимосвязаны. В настоящее время эта связь в значительной мере обусловлена тем, что наружная часть планеты охвачена геохимической деятельностью живого вещества.

Массы оболочек сильно различаются. Масса земной коры оценивается в 28,46×10 18 т, Мирового океана – 1,47×10 18 т, атмосферы – 0,005×10 18 т. Следовательно, в земной коре находится основной резерв химических элементов, которые вовлекаются в миграционные процессы под воздействием живого вещества. Концентрации и распределение химических элементов в земной коре оказывают сильное влияние на состав живых организмов суши и всего живого вещества Земли.

Рассматривая проблему состава живого вещества, В.И. Вернадский отмечал: «…химический состав организмов теснейшим образом связан с химическим составом земной коры; организмы приноравливаются к нему».

Химики и петрографы начиная со второй половины XIX в. изучали химический состав горных пород методами весового и объемного химического анализа. Суммируя результаты многочисленных анализов горных пород, Ф. Кларк показал, что в земной коре преобладают восемь химических элементов: кислород, кремний, алюминий, железо, магний, кальций, калий и натрий. Этот основной вывод неоднократно подтвержден результатами последующих исследований. Методами химического анализа, которыми пользовались в XIX в., определение низких концентраций элементов было невозможно. Требовались принципиально иные подходы.

Мощный импульс изучению химических элементов с очень низкой концентрацией в веществе земной коры дало применение более чувствительного метода – спектроскопического анализа. Новые факты позволили В.И. Вернадскому сформулировать принцип «всюдности» всех химических элементов. В докладе на XII съезде российских естествоиспытателей и врачей в декабре 1909 г. он заявил: «В каждой капле и пылинке вещества на земной поверхности, по мере увеличения тонкости наших исследований, мы открываем все новые и новые элементы… В песчинке или в капле, как в микрокосмосе, отражается общий состав космоса».

Идея «всюдности» химических элементов долгое время вызывала настороженность даже со стороны крупных ученых. Это было связано с тем, что элементы, содержащиеся в количестве ниже уровня чувствительности метода, при анализе не обнаруживались. Создавалась иллюзия их полного отсутствия, что отразилось на терминологии. В геохимии возникли термины редкие элементы (dieselteneElementen– нем.; rareelements– англ.), частота (dieHaufigkeit– нем.) обнаружения. В действительности имеет место не реальная редкость или малая частота встречаемости элемента при анализах, а его низкая концентрация в изучаемых пробах, которая не может быть определена недостаточно чувствительными методами анализа.

Низкая чувствительность метода часто не позволяла определять количество элемента, а лишь констатировать присутствие его «следов». С тех пор в геохимической литературе широко используется термин? применявшийся В.М. Гольдшмидтом и его коллегами в 1930-х гг.: элементы-следы (dieSpurelemente– нем.; traceelements– англ.; deselementstraces– фр.).

В итоге усилий ученых разных стран в 20-х гг. XX в. сложилось общее представление о составе земной коры. Средние значения относительного содержания химических элементов в земной коре и других глобальных и космических системах известный геохимик А.Е. Ферсман предложил называть кларками в честь ученого, который наметил путь к количественной оценке распространения химических элементов.

Кларк – весьма важная величина в геохимии. Анализ значений кларков позволяет понять многие закономерности распределения химических элементов на Земле, в Солнечной системе и доступной нашим наблюдениям части Вселенной. Кларки химических элементов земной коры различаются более чем на десять математических порядков. Столь существенное количественное различие должно отразиться на качественно неодинаковой роли двух групп элементов в земной коре. Наиболее ярко это проявляется в том, что элементы первой группы, содержащиеся в относительно большом количестве, образуют самостоятельные химические соединения, а элементы второй группы с малыми кларками преимущественно распылены, рассеяны среди химических соединений других элементов. Элементы первой группы называют главными, элементы второй – рассеянными. Их синонимами в английском языке являются minorelements, rareelements, наиболее употребляемый синоним traceelements. Условной границей между группами главных и рассеянных элементов в земной коре может служить величина 0,1%, хотя кларки большей части рассеянных элементов значительно меньше и измеряются тысячными и меньшими долями процента. Понятие о состоянии рассеяния химических элементов, так же как и о их «всюдности», было введено в науку В.И. Вернадским.

Полный химический состав верхнего, так называемого гранитного, слоя континентального блока земной коры приведен в табл. 1.1.

Таблица 1.1 Кларки химических элементов гранитного слоя коры континентов

Для образования любого химического соединения требуется концентрация исходных компонентов не меньше минимальной, ниже которой реакция невозможна. Поэтому в земной коре преобладают химические соединения главных элементов с высокими кларками. Несмотря на то, что общее количество природных химических соединений – минералов – составляет 2-3 тыс. видов, число минералов, образующих распространенные горные породы, невелико. Более 80% массы земной коры представлено силикатами алюминия, железа, кальция, магния, калия и натрия; около 12% составляет оксид кремния. Все эти минералы имеют кристаллическое строение, которое и определяет общие особенности кристаллохимии земной коры.

В.М. Гольдшмидт показал, что силикатный состав и кристаллическое строение земной коры весьма важны для распределения не главных, рассеянных элементов. Согласно концепции Гольдшмидта в кристаллохимических структурах ионы ведут себя как жесткие сферы (твердые шары). Поэтому радиус каждого иона рассматривается как постоянная величина.

Главная особенность ионов в кристаллохимических структурах заключается в том, что радиусы отрицательно заряженных ионов (анионов) значительно больше радиусов положительно заряженных ионов (катионов). Представим анионы в виде крупных шаров, а катионы – в виде мелких. Тогда моделью кристаллического вещества с ионным типом связи будет пространство, заполненное плотно прилегающими большими шарами – анионами, между которыми должны размещаться мелкие шарики – катионы. Согласно представлениям Гольдшмидта этот каркас играет роль своеобразного геохимического фильтра, способствующего дифференциации химических элементов по величине их ионов. В конкретную кристаллохимическую структуру могут войти не любые элементы, обладающие необходимой валентностью, а лишь те, ионы которых имеют соответствующий размер радиусов.

Образование распространенных минералов сопровождается своего рода сортировкой рассеянных элементов. Для пояснения этого процесса обратимся к распространенному минералу – полевому шпату. Его кристаллохимическая структура образована группировками, состоящими из трех катионов кремния и одного алюминия, каждый из которых связан с четырьмя анионами кислорода. Группировка в целом представляет собой комплексный анион, где восемь ионов кислорода, три кремния и один алюминия. Это создает один отрицательный заряд, который уравновешивается одновалентным катионом калия. В итоге существует трехкамерная структура, состав которой отвечает формуле K.

Величина радиуса иона калия составляет 0,133 нм. Его место в структуре может занять только катион с близкой величиной радиуса. Таковым является двухвалентный катион бария, радиус которого равен 0,134 нм. Барий менее распространен, чем калий. Обычно он присутствует в виде незначительной примеси в полевых шпатах. Только в особых случаях создается его значительная концентрация и образуется редкий минерал цельзиан (бариевый полевой шпат).

Аналогичным образом в распространенных минералах и горных породах избирательно задерживаются химические элементы, концентрация которых не так велика для образования самостоятельных минералов. Взаимное замещение ионов в кристаллической структуре благодаря близости их радиусов называется изоморфизмом. Это явление было обнаружено еще в начале XIX в., но его значение для глобальной дифференциации рассеянных химических элементов установлено только спустя столетие.

В результате изоморфизма рассеянные элементы закономерно концентрируются в определенных минералах. Полевые шпаты служат носителями бария, стронция, свинца; оливины – никеля и кобальта; цирконы – гафния и т.д. Такие элементы, как рубидий, рений, гафний, не образуют самостоятельных соединений в литосфере и полностью рассеяны в кристаллохимических структурах минералов-хозяев.

Изоморфные замещения – не единственная форма нахождения рассеянных элементов. Феномен рассеяния в земной коре проявляется в разных формах на разном уровне дисперсности.

Наиболее грубодисперсной формой рассеяния являются хорошо окристаллизованные, очень мелкие (обычно менее 0,01 – 0,02 мм в поперечнике) акцессорные минералы. Они образуют механические включения в породообразующих минералах (рис. 1.1).

Рис. 1.1 Включение акцессорных апатита (1) и циркона (2) в зерне полевого шпата. Прозрачный шлиф, увеличение 160 ´

Содержание акцессориев весьма незначительное, но концентрация рассеянных элементов в них настолько высокая, что эти элементы образуют самостоятельные соединения. В кристаллических породах в качестве акцессориев присутствуют циркон Zr, рутил, реже анатаз и брукит, имеющие однотипный состав ТiO 2 , апатит Са 5 [РО 4 ] 3 F, магнетит Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , ильменит FeTiO 3 , монацит СеРО 4 , ксенотим YPO 4 , касситерит SnO 2 , хромит ЕеСг 2 О 4 и другие сорных апатита (7) и минералы группы шпинели, минералы группы колумбита (Fe, Mg) (Nb, Та) 2 О 6 и др. Содержание акцессориев в некоторых породообразующих минералах, особенно в слюдах, довольно заметно.

В некоторых минералах, преимущественно среди сульфидов и им подобных соединений, широко распространены так называемые структуры распада твердого раствора – мелкие выделения минерала-примеси в веществе минерала-хозяина. Их примером могут служить «эмульсионная вкрапленность» халькопирита CuFeS 2 и станина Cu 2 FeSnS 4 в сфалерите ZnS, тонкие пластинчатые выделения ильменита FeTiO 3 в магнетите Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , мелкие выделения минералов серебра в галените PbS. В результате в сульфиде свинца присутствует ощутимая примесь серебра, в сульфиде меди – примесь олова, в магнетите – примесь титана.

Применение поляризационного микроскопа и прозрачных шлифов позволило обнаружить в минералах не только твердые включения, но и микро-пустоты, заполненные остатками растворов, из которых осуществлялась кристаллизация (рис. 1.2).

Рис. 1.2. Микрополости в кварце: 1 – кристалл сильвина; 2 – кристалл галита; 3 – пузырек газа; 4 – жидкая фаза. Прозрачный шлиф, увеличение 900 ´

Это явление, впервые специально рассмотренное в 1858 г. основателем оптической петрографии Г. Сорби, к настоящему времени всесторонне изучено. Микрополости в минералах обычно содержат жидкую и газовую фазы, иногда к ним добавляются мелкие кристаллы. Проблема жидких включений была основательно проанализирована У. Ньюхаузом, который отметил присутствие в жидкостях тяжелых металлов (до нескольких процентов).

Некоторая часть примеси рассеянных элементов, легко экстрагируемая из тонко растертых мономинеральных проб, связана именно с жидкими включениями. Н.П. Ермаков (1972), изучив микровключения из флюорита, обнаружил в них n×10 -1 % цинка, марганца, n×10 -2% бария, хрома, меди, никеля и свинца, n× 10 -3% титана. В дальнейшем в жидких включениях были обнаружены и другие рассеянные элементы.

Вместе с тем тщательный анализ мономинеральных проб и использование электронного зондирования показали, что все без исключения породообразующие минералы содержат рассеянные элементы в настолько высокодисперсной форме, что они не могут быть обнаружены не только при помощи оптической, но и электронной микроскопии. В этом случае имеет место рассеяние элементов на уровне ионов и молекул. Формы такого рассеяния не ограничиваются рассмотренными ранее явлениями изоморфизма. Известны многочисленные случаи присутствия химических элементов в минералах, не имеющих никакой связи с изоморфизмом.

Результаты многих тысяч анализов, выполненных в разных странах за последние 50 лет, позволяют утверждать, что все породообразующие минералы являются носителями рассеянных элементов. Именно в них сосредоточена основная масса рассеянных элементов, содержащаяся в земной коре. Зная содержание минералов-носителей и концентрацию в них рассеянных элементов, можно рассчитать баланс внутри конкретной горной породы.

При изучении гранитов Тянь-Шаня было обнаружено, что в кварце, несмотря на ничтожную концентрацию свинца, заключено более 5% всей массы этого металла, содержащегося в породе (табл. 1.2).

Таблица 1.2. Распределение свинца в минералах, слагающих граниты хребта Джумгол

Невозможно предположить изоморфное вхождение свинца, цинка или другого металла в структуру кварца, образованную комбинацией ионов кремния и кислорода. Между тем кварц служит носителем многих рассеянных элементов. Разработан особый метод оценки потенциальной рудоносности горных пород и жил по содержанию в кварце лития, рубидия, бора.

При экспериментальном изучении прочности закрепления рассеянных металлов в породообразующих минералах было обнаружено, что при обработке тонко измельченной минеральной массы последовательными порциями слабых кислотно-щелочных растворителей значительная часть металлов легко извлекается при первой же экстракции, причем это извлечение не сопровождается разрушением кристаллохимической структуры минералов. При дальнейших обработках количество экстрагируемых металлов резко сокращается или прекращается совсем. Это позволило высказать предположение, что часть рассеянных элементов не входит в собственно кристаллохимическую структуру, а приурочена к дефектам реальных кристаллов. Дефекты представляют собой разного рода трещины, причем настолько мелкие, что не обнаруживаются оптическим микроскопом. Легкость извлечения рассеянных металлов объясняется тем, что они связаны с поверхностью минерала-носителя сорбционными силами. В породообразующих силикатах эта форма нахождения рассеянных металлов составляет 10 – 20% от всей массы рассеянных металлов. В частности, непрочно связанная форма свинца в гранитах Тянь-Шаня составляет от 12 до 18% всей массы рассеянного элемента.

Можно выделить следующие формы нахождения рассеянных элементов в кристаллическом веществе земной коры:

I. Микроминералогические формы:

1. Элементы, входящие в акцессорные минералы.

2. Элементы, содержащиеся в микроскопических выделениях в результате распада твердых растворов.

3. Элементы, находящиеся во включениях остаточных растворов. П. Неминералогические формы:

4. Элементы, сорбированные поверхностью дефектов реальных кристаллов.

5. Элементы, входящие в структуру минерала-носителя по законам изоморфизма.

6. Элементы, находящиеся в структуре минерала-носителя в неупорядоченном состоянии.

Сочетание рассмотренных форм нахождения рассеянных элементов сильно меняется в зависимости от многих факторов. Соответственно меняется и суммарное содержание рассеянного элемента в разных участках земной коры.

3. Особенности распределения химических элементов в земной коре

Варьирование содержания элемента в разных пробах обусловлено многими независимыми причинами. Когда распределение величины определяется достаточно большим числом примерно равнодействующих и взаимно независимых причин, то оно подчиняется так называемому нормальному закону Гаусса. Его графическим выражением является кривая с симметричными ветвями по обе стороны максимальной ординаты. При нормальном распределении наиболее вероятным значением служит среднее арифметическое х, которое совпадает с наиболее часто встречающимися значениями – модой. Растянутость симметричной кривой по оси абсцисс, т.е. разброс значений в большую и меньшую стороны от моды, характеризуется средним квадратичным отклонением а.

Нормальное распределение может также проявляться не для самой величины, а для ее логарифма (логарифмически нормальный, или логнормальный, закон распределения). В этом случае мода совпадает со средним геометрическим, а разброс значений характеризуется логарифмом а.

В 1940 г. Н.К. Разумовский эмпирическим путем обнаружил, что содержание металлов в рудах соответствует логарифмически нормальному распределению. Л.X. Арене в 1954 г., обработав обширный материал, независимо от Разумовского установил, что распределение рассеянных элементов в магматических породах аппроксимируется логарифмически нормальным законом. Многочисленные факты указывают на то, что распределение элементов с высокими кларками обычно подчиняется нормальному закону, а рассеянных – логнормальному. Это еще раз подтверждает принципиальное различие главных и рассеянных элементов.

С высокой вариабельностью низкокларковых элементов связана их способность к высокой степени концентрации. Максимальная степень концентрации главных элементов составляет 10 – 20 раз по отношению к их кларку, а для рассеянных элементов – в сотни и тысячи раз больше. Например, в рудах промышленных месторождений степень концентрации свинца, никеля, олова, хрома составляет 1000×п.

Говоря об огромных массах тяжелых металлов, сосредоточенных в месторождениях руд, следует помнить, что эти массы – ничтожная часть общего количества металлов, рассеянных в земной коре. В частности, общемировые запасы руд цинка, меди, свинца, никеля составляют всего лишь тысячные доли процента от масс этих металлов, рассеянных в верхнем километровом слое земной коры континентов.

Залежи руд связаны с окружающими горными породами постепенными переходами. Рудные тела находятся как бы в чехле постепенно убывающей концентрации металлов. Такие образования получили название ореолов рассеяния Первичные, сингенетичные рудные ореолы возникают одновременно с рудными телами и в результате одних и тех же процессов. Они имеют разнообразную конфигурацию, зависящую от геологического строения, состава вмещающих пород и условий рудообразования.

В рудах наряду с одним или несколькими главными рудообразующими элементами присутствуют сопутствующие элементы, концентрация которых также повышена, но не настолько, как главных. Элементы-спутники часто образуют изоморфные замещения главных. Например, в цинковых рудах постоянно содержится кадмий, в меньшем количестве – индий, галлий, германий. В медно-никелевых рудах присутствует значительная примесь кобальта, в меньшем количестве – селена и теллура. Все сопутствующие элементы также рассеиваются вокруг рудных тел. Обладая неодинаковой геохимической подвижностью, они образуют переходные зоны разной протяженности. В итоге состав и строение ореолов рассеяния очень сложны.

Среднее содержание химического элемента представляет собой норму – геохимический фон – для данного типа пород в определенном районе. На геохимическом фоне выделяются геохимические аномалии – участки горных пород с повышенной концентрацией рассеянных элементов. Если они связаны с залежами руд, то это ореолы рассеяния. Если же концентрации металлов не достигают кондиции руды, то такие аномалии называют ложными. Используя статистическую обработку массовых аналитических данных, можно обнаружить закономерные изменения величины геохимического фона в пространстве и выявить геохимические провинции. В пределах провинций горные породы одного типа обладают выдержанными статистическими параметрами, в первую очередь значениями среднего содержания одного или нескольких рассеянных элементов. Среднее содержание некоторых элементов в однотипных породах разных геохимических провинций может сильно различаться (в несколько раз). При этом химический состав этих пород, определяемый содержанием главных элементов, остается одинаковым или имеет очень слабые отличия. Например, в гранитах разных провинций, имеющих практически одинаковое количество кремния, алюминия, железа, калия, содержание олова, свинца, молибдена, урана может различаться в 2–3 раза.

Изложенный материал свидетельствует о неравномерности распределения рассеянных элементов в земной коре. Поэтому наряду с определением кларков, т.е. величины средней концентрации элементов в земной коре в целом, необходимо учитывать их способность концентрироваться или рассеиваться в различных объектах – разных типах горных пород или в однотипных породах, но находящихся в разных геохимических провинциях, в рудах и др. Чтобы количественно оценить неоднородность химических элементов в земной коре, В.И. Вернадский ввел специальный показатель – кларк концентрации К к. Его числовое значение характеризует отклонение содержания элемента в данном объеме от кларка:

К К = А/К,

где А – содержание химического элемента в горной породе, руде, минерале и др.;

К – кларк этого элемента в земной коре. Если кларк концентрации больше единицы, это указывает на обогащение элементом, если меньше – означает снижение его содержания по сравнению с данными для земной коры в целом.

Изменение концентрации химических элементов в пространстве, отклонение от глобальной или местной геохимической нор МЬ1 __ не отдельные случаи, а характерная черта геохимической структуры земной коры. Это имеет очень важное значение для состава фотосинтезирующих организмов суши, которые образуют основную часть массы живого вещества Земли.

Литература

1. Алексеенко В.А. Экологическая геохимия. – М.: Логос, 2000. – 627 с.

2. Арене Л. X. Распределение элементов в изверженных породах // Химия земной коры. – М.: Наука, 1964. – Т. 2. – С. 293–300.

3. Вернадский В.И. Очерки геохимии // Избр. соч.: В 5 т. – М.: Изд-во АН СССР, 1954. – Т. 1. – С. 7–391.

4. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Повареных А.С., Прохоров В.Г. Краткий справочник по геохимии. – М.: Недра, 1977. – 183 с.

5. Гольдшмит В.М. Принципы распределения химических элементов в минералах и горных породах // Сб. ст. по геохимии редких элементов. – М. – Л.: ГОНТИ НКТП СССР, 1930. – С. 215–242.

6. Добровольский В.В. География микроэлементов. Глобальное рассеяние. – М.: Мысль, 1983. – 269 с.

7. ПерельманА.И. Геохимия. – М.: Высш. шк., 1989. – 528 с.

8. Ронов А.Б., Ярошевский А.А. Новая модель химического состава земной коры // Геохимия. – 1976. – №12. – С. 1763–1795.

Масса Земли равна 5,98 X 10 24 кг, т. е. около 6 тыс. триллионов т, а её средняя плотность 5,52 г/куб. см. Вместе с тем средняя плотность внешних слоёв земной коры вдвое меньше.

Сопоставляя эти цифры, необходимо прийти к выводу, что внутренность нашей планеты должна иметь плотность не менее 8,37.

В центре Земли плотность достигает 17,2 г/куб. см при давлении 3 млн. атм и что она особенно резким скачком (от 5,7 к 9,4) меняется на глубине 2900 км, а затем на глубине 5 тыс. км. Первый скачок позволяет выделить в земном шаре плотное ядро, а второй - подразделить это ядро на внешнюю (2900-5000 км) и внутреннюю (от 5 тыс. км до центра) части.

Естественнее всего думать, что столь высокая плотность центральных частей обусловлена огромными давлениями, существующими в глубине Земли, в результате чего материя находится там в состояние исключительно большого сжатия. Это объяснение сейчас приобретает всё большее число сторонников. Пока давление в Земле не достигает известного критического предела - плотность изменяется постепенно; когда этот предел (видимо, 1,3 млн. атм) достигнут, - вещество скачком переходит в более плотную «металлоподобную» фазу.

Другое объяснение сводится к предположению, что внутренность Земли состоит из веществ большего удельного веса, чем земная кора, преимущественно из металлов. Так как плотность и твёрдость внутренних частей Земли сравнительно мало отличаются от плотности и твёрдости железа в обычных физических условиях, то большинство учёных придерживается мнения, что земное ядро построено из железа с примесью никеля. Таким образом, вторая гипотеза постулирует расслоение Земли на оболочки, резко отличающиеся по своему химическому составу; первая же, не отрицая известной дифференциации вещества по удельному весу, главную причину изменения плотности материи внутри Земли видит в физических условиях (возрастании давления) и полностью отрицает существование металлического ядра. Средняя плотность планет тем выше, чем больше размеры планеты: Меркурий 3,8 г/куб. см, Марс 3,93, Земля 5,52. Это говорит о возможности значительного уплотнения вещества под действием возрастающего давления.

Особенно крупные услуги в изучении глубоких недр земного шара оказывает сейсмология, наука о землетрясениях. Сейсмические волны в руках современных геофизиков стали своего рода лучами, как бы просвечивающими нашу планету и позволяющими делать известные заключения об её внутреннем состоянии и строении.

Землетрясение - это результат внутренних напряжений в земном веществе, приводящих к разрыву масс и к их смещению. Смещение может быть очень небольшое, но упругие волны, порождённые им, распространяются в теле Земли на громадные расстояния от места своего возникновения, именуемого очагом. Центр тяжести сейсмического очага носит название гипоцентра. Действие волн скажется для нас прежде всего в той точке (вернее области) земной поверхности, которая находится ближе всего к очагу, - в так называемом эпицентре, лежащем на одной вертикали с гипоцентром.

Упругая волна - сферическая. Радиусы сферы, т. е. траектории распространения волн, называются сейсмическими лучами.

При землетрясении возникают волны трёх родов:

1) продольные волны (Р), могут возникать в любых телах - твёрдых, жидких и газообразных; напоминают звуковые волны; движутся быстрее всех других волн, порождаемых землетрясением;

2) поперечные волны (S), движущиеся медленнее продольных; напоминают световые волны; являются волнами сдвига, могут возникать и распространяться только в твёрдой среде;

3) ещё более медленные поверхностные волны (L) - сложная группа волн, которые образуются только в поверхностных частях земной коры, а на глубине затухают; начинаясь от эпицентра, они вызывают на земной поверхности сильные смещения и разрушения.

Все эти волны расходятся от сейсмического очага разными путями, вследствие чего на станции, удалённой от эпицентра, прибытие их регистрируется разновременно. Позже всего приходят длинные волны L, так как они распространяются только по периферии Земли. Волны Р и S, пронизывающие тело Земли на больших глубинах, приходят раньше, причём первыми регистрируются более быстрые продольные волны (Р - primae - первые), а затем более медленные поперечные (S - secundae - вторые).

Если бы тело Земли было однородно, сейсмические лучи волн Р и S были бы прямыми линиями. Постепенное увеличение плотности Земли с глубиной дало бы вогнутые траектории, обращённые выпуклостью внутрь Земли. Если же плотность Земли с глубиной меняется скачками, то в этих вогнутых кривых должны быть переломы на границах сред, обладающих разными плотностями, не говоря уже о частичном отражении волн. Именно последнюю картину мы и наблюдаем.

Исследование скоростей сейсмических волн, их характера и траекторий приводит к следующим заключениям:

1) при прохождении сквозь тело Земли продольных и поперечных волн скорости этих волн изменяются, что свидетельствует об изменениях свойств проходимой ими среды;

2) скорости изменяются скачками, - значит, изменение свойств среды происходит тоже скачками;

Имеется в сущности два резких перелома скоростей: на глубине 60 км и на глубине 2900 км. Иными словами, отчётливо обособляются только внешний слой (земная кора) и внутреннее ядро. В промежуточном между ними поясе, а также внутри ядра налицо лишь изменение темпа увеличения скоростей.

Видно также, что Земля до глубины 2900 км находится в твёрдом состоянии, так как через эту толщу свободно проходят поперечные упругие волны, которые только и могут возникать и распространяться в твёрдой среде. Прохождение поперечных волн сквозь ядро не наблюдалось, и это давало основание считать его жидким. Однако новейшие расчёты М. С. Молоденского показывают, что хотя модуль сдвига в ядре невелик, но всё же не равен нулю (как это характерно для жидкости) и, стало быть, ядро Земли ближе к твёрдому, чем к жидкому состоянию. Разумеется, в данном случае понятия «твёрдого» и «жидкого» нельзя отождествлять с аналогичными понятиями, применяемыми к агрегатным состояниям вещества на земной поверхности: внутри Земли господствуют высокие температуры и огромные давления, каких нет в ландшафтной оболочке.

О химическом составе внутренних частей планеты нет единодушного мнения, так как говорить о химическом составе вещества, опираясь по сути дела только на представления об изменении его плотности, весьма затруднительно.

Земная кора состоит преимущественно из гранитов; осадочные породы в ней имеют подчинённое значение. Под гранитной оболочкой предполагают существование слоя, близкого по составу к базальту или перидотиту. На сравнительно уже небольших глубинах, где температура и давление достаточно высоки, твёрдые горные породы обладают свойством пластичности, т. е., подвергаясь давлению, способны менять свою форму и сохранять это изменение формы после прекращения давления.

Гранитная оболочка, в составе которой огромную роль играют кремний (Si) и алюминий (Al), называется «сиалической», или просто «сиаль». Удельный вес её в среднем 2,7-2,8. Она не сплошная и характеризуется переменной мощностью: в Западной Европе и Северной Америке 26-28 км, на Кавказе 50 км, в Тянь-Шане 84 км, в Атлантическом океане до 18 км; в центральных частях Тихого океана сиаля нет вовсе. И прерывистость распространения, и различная мощность одинаково говорят против того, что гранитная оболочка есть результат застывания первоначально расплавленной земной поверхности, т. е. «жора» в собственном смысле этого слова: из расплава должна была бы образоваться сплошная сиалическая оболочка и притом одинаковой толщины.

Подстилающий гранитную оболочку базальтовый слой, где, кроме кремния и алюминия, важную роль играет ещё и магний, принято сокращённо обозначать «сима» (силиций + магний). Эта оболочка, удельный вес которой 3,2-3,3, уже сплошная. В глубоких местах Тихого и Атлантического океанов сима либо непосредственно слагает самое дно, будучи перекрыта небольшой толщей морских грунтов и водой, либо отделена от воды тонкой (около 5 км) корой сиаля.

Чем можно объяснить расслоение Земли по крайней мере на две концентрические сферы, облекающие плотное ядро?

Земля возникла как холодное тело из постепенно разраставшегося сгустка космической пыли и была первоначально однородна по своему составу в том смысле, что вещество её представляло беспорядочную смесь частиц различного удельного веса. По достижении планетой определённых размеров в ней началась физико-химическая и гравитационная дифференциация вещества, т. е. очень медленное опускание более тяжёлых элементов вглубь и поднятие более легких кверху. На глубине скорость этого процесса была меньше, чем в верхних слоях, так как вязкость вещества, под влиянием всё возрастающего давления, с глубиной увеличивается. Надо поэтому думать, что обособление так называемой земной «коры» и обособление ядра обязаны существенно разным причинам. Ядро возникло путём скачкообразного уплотнения вещества, когда внутри растущей планеты давление достигло некоторого критического значения. По Б. Ю. Левину, это могло случиться только после того, как масса Земли выросла до 0,8 её современной массы; образование ядра сопровождалось, вследствие уменьшения объёма центральных частей планеты, опусканием поверхности Земли примерно на 100 км. Что касается поверхностных слоёв, то здесь дифференциация протекала легче и притом в своём наиболее чистом виде: из однородной массы базальтового состава выделились и всплыли кверху более лёгкие кислые составные части. Возникновение ядра сузило область действия дифференциации: его уплотнённое давлением вещество в значительной степени утеряло «потребность» (и физическую возможность) к всплыванию на более высокие уровни за пределы ядра. Уже одно это говорит против предположения, будто ядро может состоять из какого-то одного, почти в совершенстве «отпрепарированного» вещества (например, железа). По-видимому, оно даже гораздо меньше дифференцировано, чем вышележащие слои.

Хорошее доказательство дифференциации можно найти в характере извержений современных нам вулканов. Последнее извержение Геклы началось 29 марта 1947 г. и продолжалось 13 месяцев, причём лава начальной фазы извержения состояла из более кислых продуктов (59% SiO 2), чем лава последней фазы (54% SiO 2 - базальт). Очевидно, более кислая лава поступала из верхних частей магматического бассейна, основная - из более глубоких. Это свидетельствует, что за сто лет, прошедших со дня предыдущего извержения (1845 г.), в магматическом очаге, находившемся в спокойном состоянии, лава как бы «отстоялась», произошла её гравитационная дифференциация: более кислые лёгкие части оказались вверху, более основные, тяжёлые - внизу.

Если какой-нибудь вулкан извергается часто - лава не успевает дифференцироваться и заметного различия в продуктах извержения нет. Но чем дольше период покоя между извержениями, тем глубже дифференциация, - оттого одни и те же вулканы в одних случаях изливают основную лаву, в других кислую.

Излияние жидкой расплавленной лавы на поверхность не противоречит утверждению, что недра Земли находятся в твёрдом состоянии. Отдельные магматические очаги могут возникать под влиянием разогрева земной коры в областях значительной местной концентрации радиоактивных элементов. Кроме того, на больших глубинах, где температуры высоки и в обычных условиях были бы достаточны для расплавления горных пород, последние продолжают оставаться твёрдыми по причине колоссальных давлений, повышающих температуру плавления. Следовательно, достаточно ослабить давление, чтобы перегретое вещество перешло в жидкость и стало содержащимися в нём газами увлекаться к поверхности Земли. При гравитационной дифференциации восходящие движения, т. е. перенос вещества в области убывающего давления, осуществляются в самом широком масштабе.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter .

Форма земли.

По форме Земля близка к эллипсоиду, сплюснутому у полюсов и растянутому в экваториальной зоне. Средний радиус Земли 6371,032 км, полярный 6356,777 км, экваториальный 6378,160 км. Масса Земли 5,976·1024 кг, средняя плотность 5518 кг/м3.

Плотность земли.

Плотность Земли была впервые определена И. Ньютоном в 1736 г. в пределах 5—6 г/см 3 . Последующие, более точные, определения дали среднюю плотность 5,527 г/см 3 . Эта величина значительно превышает плотность верхних горизонтов земной коры, которая на основании многочисленных измерений плотностей выходящих на поверхность горных пород может быть определена более или менее точно. В табл. приводятся средние плотности полнокристаллических изверженных пород (по Р. А. Дэли).

Исходя из средних плотностей горных пород (Считается, что до глубины 16 км земная кора состоит из 95% изверженных, 4% метаморфических и 1% осадочных пород.), слагающих земную кору, плотность «гранитного слоя» земной коры принимают равной 2,7 г/см 3 , «базальтового слоя» — 2,9 г/см 3 , «базальтового слоя» океанической коры — от 3,0 до 3,1 г/см 3 , а верхней части подкоркового слоя (мантии) — 3,3 г/см 3 (с учетом давления на глубине 30—40 км).

Сила тяжести земли.

Сила тяжести обусловлена общей массой Земли. Поэтому все колебания в распределении масс в вертикальных разрезах должны отражаться на величине силы тяжести. В связи с этим естественно было бы ожидать более или менее значительного влияния рельефа на распределение силы тяжести на земной поверхности. В частности, на материках, сложенных отчетливо выраженными в рельефе нагромождениями горных пород, сила тяжести должна бы быть больше, чем на океанах, поверхность которых лежит на более низком гипсометрическом уровне и верхние горизонты сложены 4-километровым слоем воды, значительно менее плотным, чем горные породы материков. Однако из сопоставления полей силы тяжести океанов и материков следует, что по абсолютной величине аномалии силы тяжести на тех и других почти равны. Некоторые более значительные, но вполне понятные и закономерные изменения силы тяжести на Земле вызваны полярным сжатием и центробежной силой, развивающейся при вращении планеты и направленной на экваторе в сторону, противоположную силе тяжести (величина силы тяжести увеличивается от экватора к полюсам на 0,5%). Сила тяжести меняется также под воздействием притяжения Луны и Солнца («лунно-солнечные вариации силы тяжести»), которое влияет не только на любое тело на земной поверхности, но и на всю Землю, вызывая приливные деформации, изменяющие форму не только жидкой, но и твердой земной оболочки.

Оболочки земного шара.

Земна́я кора́ — внешняя твёрдая оболочка Земли (геосфера). Ниже коры находится мантия , которая отличается составом и физическими свойствами — она более плотная, содержит в основном тугоплавкие элементы. Разделяет кору и мантию граница Мохоровичича , или сокращённо Мохо, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн. С внешней стороны большая часть коры покрыта гидросферой , а меньшая находится под воздействием атмосферы .

Магнитные свойства земли.

МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ. Большинство планет Солнечной системы в той или иной степени обладают магнитными полями. По убыванию дипольного магнитного момента на первом месте Юпитер и Сатурн, а за ними следуют Земля, Меркурий и Марс, причем по отношению к магнитному моменту Земли значение их моментов составляет 20 000, 500, 1, 3/5000 3/10000. Дипольный магнитный момент Земли на 1970 составлял 7,98·10 25 Гс/см 3 (или 8,3·10 22 А.м 2), уменьшаясь за десятилетие на 0,04·10 25 Гс/см 3 . Средняя напряженность поля на поверхности составляет около 0,5 Э (5·10 -5 Тл). По форме основное магнитное поле Земли до расстояний менее трех радиусов близко к полю эквивалентного магнитного диполя. Его центр смещен относительно центра Земли в направлении на 18° с.ш. и 147,8° в. д. Ось этого диполя наклонена к оси вращения Земли на 11,5°. На такой же угол геомагнитные полюса отстоят от соответствующих географических полюсов. При этом южный геомагнитный полюс находится в северном полушарии. В настоящее время он расположен недалеко от северного географического полюса Земли в Северной Гренландии. Его координаты j = 78,6 + 0,04° Т с.ш., l = 70,1 + 0,07° T з.д., где Т — число десятилетий от 1970. У cеверного магнитного полюса j = 75° ю.ш., l = 120,4° в.д. (в Антарктиде). Реальные магнитные силовые линии магнитного поля Земли в среднем близки к силовым линиям этого диполя, отличаясь от них местными нерегулярностями, связанными с наличием намагниченных пород в коре. В результате вековых вариаций геомагнитный полюс прецессирует относительно географического полюса с периодом около 1200 лет. На больших расстояниях магнитное поле Земли несимметрично. Под действием исходящего от Солнца потока плазмы (солнечного ветра) магнитное поле Земли искажается и приобретает "шлейф" в направлении от Солнца, который простирается на сотни тысяч километров, выходя за орбиту Луны.

Тепловые свойства земли.

Главные тепловые источники в мантии Земли - это запас тепла, оставшегося еще со времен раннего расплавленного состояния, и тепло, образующееся при распаде радиоактивных элементов. Усредненное содержание радиоактивных элементов в земной коре не превышает тысячных долей грамма на килограмм породы, однако генерируемый ими тепловой поток оказывает существенное влияние на тепловые свойства Земли в целом. Если бы внутри Земли радиоактивные вещества содержались бы в тех же пропорциях, что и в поверхностных горных породах, то температура в недрах стала бы не падать, а расти, и мантия была бы полностью жидкой, что противоречит современным представлением

важная величина теплового потока из ядра в мантию во многом определяется конвективными процессами, происходящими в ядре, интенсивность которых в свою очередь влияет на величину генерируемого в нем магнитного поля.

Давление земного шара.

В целом на земном шаре формируется несколько поясов атмосферного давления. На экваторе, интенсивно нагреваемом Солнцем, оно постоянно понижено. Здесь нагретый от земной поверхности воздух поднимается и растекается к тропическим широтам. На высоте он охлаждается, опускается вниз, создавая в тропиках области повышенного давления. Над полюсами температура постоянно низкая, здесь холодный воздух опускается и уплотняется, в эти районы поступает воздух из умеренных широт. Над полюсами устанавливается высокое давление, а над умеренными широтами — низкое.

Пояса высокого и низкого давления не распределяются над поверхностью Земли ровными полосами, потому что материки и океаны, по разному поглощающие и отдающие солнечное тепло, располагаются на земном шаре неравномерно.

ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЛИТОСФЕРЫ

Образование литосферы

После того как масса планеты достигла приблизительно современного значения около 4,6 млрд. лет назад, началось ее само­разогревание. Источников тепла было два – гравитационное сжа­тие и радиоактивный распад. В результате температура внутри Земли стала повышаться и началось плавление металлов. Мантия образовалась в результате дифференциации первичного вещества по плотности. Железо и никель, опустившись, сконцентрировались в ядре, а в мантии накопилось относительно легкое вещество - пиролит. Процесс дифференциации вещества мантии продолжается и в настоящее время.

Строение Земли

При современных технических средствах мы не можем непо­средственно наблюдать и изучать глубинные слои Земли. Самая глубокая буровая скважина на Земле не достигает 8 км.Более глубокие слои изучаются косвенными геофизическими методами, на основании которых можно лишь строить гипотезы. Наиболее важным является сейсмический метод, который по скорости распространения в Земле упругих волн, вызванных землетрясением или искусственными взрывами, дает возможность судить об упругих свойствах вещества, залегающего на разной глубине. Так на основании многочисленных измерений установлено, что скорость распространения сейсмических волн меняется скачкообразно на определенных глубинах. Это связано, прежде всего, со скачкообразным изменением плотности слоев Земли (Таблица 8.2.1).

Первая зона раздела, называемая зоной Мохоровичича , находится на средней глубине 33 км, вторая – на средней глубине 2900 км.Эти зоны делят Землю на три основных слоя: кору, мантию и ядро (Рисунок 8.2.1).

Кора – верхняя твердая каменная оболочка Земли. По физическим свойствам кору делят на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый (Рисунок 8.2.2). По мощности и строению выделяют два основных типа коры: материковый и океанический,

Рисунок 8.2.1 – Оболочки Земли, выделяемые по скорости прохождения сейсмических волн

(Богомолов, Судакова, 1971)

в промежуточной полосе между ними находится кора переходного типа. Материковая кора имеет среднюю толщину 35 км (до 80 кмв горных странах) и состоит из трех слоев: осадочный мощно­стью 0 – 15 км, гранитный средней мощностью 10 км и базальтовый средней мощностью 20 км. Осадки представлены в основном глинами, песками и известняками. Толщина океанической коры в среднем 5 км: осадочный слой имеет толщину около 1,5 км, гранитный слой отсутствует, базальтовый имеет мощность около 5 км. Названия гранитный и базальтовый им даны не за их минералогический состав, а потому что скорость прохождения сейсмических волн в этих слоях соответствует скорости сейсмических волн в граните и базальте.

Рисунок 8.2.2 – Строение земной коры: 1 – вода, 2 – осадочный слой, 3 – гранитный слой,

4 – базальтовый слой, 5 – мантия (Неклюкова, 1975)

В жизни земной коры происходят непрерывные изменения – идет формирование и развитие больших прогибов и поднятий. В областях стабильных, так назы­ваемых платформенных, поднятия и прогибы измеряются сотнями километров, а скорость вертикальных движений измеряется долями миллиметра в год. В подвижных, так назы­ваемых геосинклинальных зонах, прогибы и поднятия имеют удлинен­ную форму порядка 50 – 100 км, а скорость вертикального движе­ния порядка 1 см в год. Причина вертикальных движений кроется в мантии Земли.

Мантия – оболочка Земли, отличающаяся от коры главным образом физическими параметрами. Она состоит из окислов магния, железа и кремния, которые и образуют магму. Давление в мантии, возрастает с глубиной и достигает на границе ядра 1,3 млн. атмосфер. Плотность мантии увеличивается от 3,5 в верхних слоях до 5,5 г/см 3 на границе ядра. Температура вещества мантии соответственно увеличивается примерно от 500°С до 3800°С. Несмотря на высокую температуру, ман­тия находится в твердом состоянии.

На глубинах от 100 до 350 км, особенно в пределах 100 – 150 км, сочетание тем­пературы и давления тако­во, что вещество находится в размягченном или рас­плавленном состоянии. Этот слой плавления и повышен­ной активности называется астеносферой, иногда – волноводом. Конвекционные токи порождают горизонтальные астеносферные течения. Их скорость достигает нескольких десятков санти­метров в год. Эти течения привели к расколу литосферы на от­дельные глыбы и к их горизонтальному перемещению, известному как дрейф материков. В астеносфере находятся вулканические очаги и центры глубокофокусных землетрясений.

Над астеносферой проводится нижняя граница литосферы. Жизнь земной коры, ее вертикальные и горизонтальные движе­ния, вулканизм и землетрясения тесно связаны с верхней мантией. Поэтому в литосферусовременная наука включает земную кору и самую верхнюю мантию до астеносферы, до глубины около 100 км.

Мантия простирается от земной коры до глубины 2900 км, где граничит с ядром, находящимся в середине Земли.

Таблица 8.2.1 – Глубины и основные свойства геосфер (Шубаев, 1979)

Ядро – центральная часть Земли не совсем ясной химической и физической природы. С начала XX в. существует гипотеза, что ядро на 85 – 90% со­стоит из железа; во внешнем жидком ядре к нему добав­ляется кислород, а во внут­реннем – никель. По современным дан­ным, больше сторонников имеет гипотеза сили­катного ядра. Однако независимо от состава химических элементов для ядра, в силу особых физических условий, характерно полное вырождение химических свойств вещества. Температура ядра по­рядка 4000°С, давление в центре Земли более 3,5 млн. атмосфер. При таких условиях вещество переходит в так называемую металли­ческую фазу, электронные оболочки атомов разрушаются и обра­зуется электронная плазма отдельных химических элементов. Веще­ство становится более плотным и насыщенным свободными электро­нами. Огромные кольцевые вихри свободных электронов, возника­ющие в ядре, порождают, вероятно, постоянное магнитное поле Земли, которое прости­рается в околоземное пространство на несколько земных радиусов. Образование магнитосферы и изоляция земной природы от плазмы солнечной короны было первым и одним из важнейших условий зарождения жизни, развития биосферы и становления гео­графической оболочки.

Внешнее ядро – жидкое. Плотность внешнего ядра в верхней части около 10,0 г/см 3 . Внутреннее ядро– твер­дое, его плотность доходит до 13,7 г/см 3 .

Химический состав земной коры

Распространение химических элементов в земной коре впервые количественно оценил американский ученый Ф.У. Кларк. В его честь среднее значение относительного содержания химического элемента в земной коре принято называть кларком .

Все элементы земной коры, согласно их кларкам, можно условно разбить на две группы:

1. Элементы, имеющие большие кларки. В эту группу входят (кларки приведены по Виноградову, 1960):

Сумма этих 8 этих элементов составляет 99,03%. В эту же группу входят водород (Н – 0,1%) и титан (Ti – 0,7%). Элементы этой группы образуют самостоятельные химические соединения, их называют главными .

1. Элементы с малыми кларками . В эту группу входят все остальные элементы в земной коре, они большей частью рассеяны среди химических соединений других элементов, их называют рассеяными

За границу между группами условно принимают среднее содержание химического элемента, равное 0,1%. В земной коре преобладают легкие атомы, занимающие начальные клетки периодической системы, ядра которых содержат небольшое количество протонов и нейтронов. Также преобладают элементы с четными порядковыми номерами и атомными массами.

Процессы, происходящие в глубинах Земли, влияют на образование горных пород, на землетрясения и вулканические извержения, на медленные колебания поверхности суши и морского дна и на другие явления, преобразующие поверхность Земли. Поэтому, изучая географическую оболочку, необ­ходимо знать строение Земли и природу ее внутренних слоев.