Строение, состав и свойства Земли

Форма и размеры Земли. К выводу о шарообразной форме Земли впервые пришел древнегреческий ученый Пифагор в 530 г. до нашей эры, а научно доказал это Аристотель в IV веке до нашей эры.

На рубеже XVII—XVIII веков французские ученые уста­новили, что часы в приэкваториальной части Южной Америки идут медленнее, чем в Париже, на 2,5 минуты в сутки. Ньютон объяснил это явление тем, что Земля, вследствие вращения вокруг своей оси, под влиянием центробежных сил приняла форму эллипсоида вращения (сфероида), сжатого у полюса. Измерения длины дуг в 1°, проведенные в различных широтах (в Скандинавии и на экваторе в Перу), подтвердили высказы­вание Ньютона. Однако дальнейшее изучение показало, что форма поверхности Земли существенно отличается от формы поверхности идеального эллипсоида вращения.

В настоящее время принято, что геометрическая фигура Земли ограничена уровнем Мирового океана, мысленно продол­женным под материками. Такая фигура называется геоидом. Вместе с тем амплитуды неровностей на поверхности Земли достигают 20 км. Например, вершина Гималаев г. Джомолун­гма имеет высоту 8848 м над уровнем моря, а глубина Мари­анской впадины в Тихом океане равна 11034 м. По сравнению с размерами всей Земли эти неровности очень незначительны, однако они обусловили различное распределение силы тяжести на ее поверхности. Соотношение между поверхностями геоида, эллипсоида вращения (сфероида) и действительной поверхно­стью Земли показано на рис. 1.

Экваториальный радиус (большая, или экваториальная, по­луось) Земли составляет 6378,245 км, полярный радиус (ма­лая, или полярная, полуось) 6356,863 км.

Отношение разности между большой и малой полу­осями к большой полуоси на­зывается полярным сжа­тием, или сплющенностью Земли. Оно равно 1: 298,3.

Площадь поверхности Зем­ли составляет около 510 млн. км², объем 1083 млрд. км3. Длина земного меридиана равна 40008,6 км, длина эква­тора 40075,7 км.

Масса и плотность Земли.

Рис 1.

Изучение массы и плотности Земли представляет большой

интерес для науки, так как знание этих величин позволяет определить массу Солнца, других планет Солнечной системы, Галактики и т. д.

По данным наиболее точных измерений, масса Земли со­ставляет 6,98-1027 г, средняя плотность 5,517 г/см3. Плотность пород, слагающих нашу планету, различна. Породы, залегаю­щие на поверхности Земли и на глубинах, достигнутых буре­нием, имеют плотность не более 3,0—3,3 г/см3. На больших глу­бинах плотность пород, по-видимому, будет достигать 10— 12 г/см3.

Сила тяжести Земли. Земля обладает свойством притяже­ния. Сила, с которой Земля притягивает к себе предметы, на­зывается силой тяжести. Действие силы тяжести проис­ходит по вертикальной линии к центру нашей планеты. Вслед­ствие сплющенности Земли у полюсов и утолщении на экваторе сила тяжести у экватора меньше, чем на полюсах. Поэтому она несколько изменяется для каждой широты и ее можно тео­ретически вычислить. Эта величина называется нормальной силой тяжести. Однако действительная величина силы тя­жести не всегда совпадает с нормальной, так как она зависит и от массы неравномерно распределенного вещества в земной коре. Эти отклонения получили название аномалий силы тяжести, которые могут быть отрицательными и положи­тельными.

Выявление положительных (отрицательных) аномалий ука­зывает на наличие в недрах более (менее) плотных пород, об­разующих отдельные линзы, прослои, участки, скопления и т. д. среди других отложений. Выявление положительных и отрица­тельных аномалий с помощью гравиразведки (отрасль разве­дочной геофизики) позволяет обнаружить в недрах ряд по­лезных ископаемых (различные руды, соли, скопления воды, нефть, газ и т. д.).

Температура Земли. Земля получает тепло из двух источ­ников: от Солнца и из собственных недр. На поверхности Земли основным источником тепла является Солнце, так как внутренняя теплота ввиду плохой теплопроводности горных по­род доходит до поверхности в незначительном количестве, со­ставляя 0,5% солнечной теплоты.

Ввиду неравномерности прогрева дневной поверхности в раз­личных широтах ее температурный режим подвержен значи­тельным колебаниям — вековым, годовым, сезонным, суточным. Например, в среднеазиатских пустынях почва летом нагрева­ется до +70° С и более, а зимой промерзает до —30° С. Однако с глубиной влияние солнечного тепла постепенно уменьшается и затем совершенно исчезает. Та зона Земли, в которой не ска­зываются колебания поверхностных температур, называется зоной (поясом) постоянной температуры. Тем­пература этого пояса равняется приблизительно средней годовой температуре данной местности. Если она ниже 0° С, то возни­кает «вечная мерзлота». Глубина залегания пояса постоянных температур на экваторе 1—2 м, в пределах Москвы 20 м и вблизи Архангельска — около 10 м. Ниже этого пояса проис­ходит увеличение температуры с глубиной за счет внутренней теплоты Земли.

Глубину в метрах, на протяжении которой температура в недрах увеличивается на один градус, принято называть гео­термической ступенью.

Прирост температуры в градусах при углублении на каж­дые100 м называется геотермическим градиентом.

Величина геометрической ступени в разных районах Земли изменяется от 1,5 до 170 м, составляя в среднем 30—33 м. В районе Пятигорска она равна 1,5 м, Ленинграда 19,6 м, Москвы 38,4 м, в Карелии более 100 м, в районе Поволжья 50 м и т. п.

Если допустить, что среднее значение геотермической сту­пени сохраняется на всем расстоянии от пояса постоянной тем­пературы до центра Земли, то температура ядра Земли дол­жна составить 100 000—200 000° С. Однако сравнительно тонкая земная кора не могла бы сохраниться под воздействием та­ких температур. Полагают, что в земной коре увеличение

температуры согласно средней геотермической ступени проис­ходит только до глубины 15—20 км, ниже геотермическая сту­пень резко возрастает. Специалисты считают, что температура в центре Земли не превышает 4000° С.

Источниками внутреннего тепла Земли являются: энергия распада радиоактивных элементов, энергия, освобождающаяся при химических реакциях и тектонических движениях, энергия перехода вещества из одного состояния в другое и т. п.

Магнетизм Земли. Земля — это гигантский магнит, вокруг которого существует магнитное поле магнитосфера. Магнит­ные и географические полюса Земли не совпадают (рис. 2), Линии, соединяющие магнит­ные полюса, называются маг­нитными меридианами. В любой точке земной поверх­ности магнитная стрелка ком­паса устанавливается по маг­нитному меридиану (магнит­ной силовой линии). Угол, об­разующийся между магнитным и географическим меридиа­нами, называют магнит­ным склонением. Этот угол будет наибольшим на географических полюсах и наи­меньшим на экваторе.

Рис. 2.

Разли­чают западное склонение, если северный конец магнитной стрелки отклоняется к западу от географического меридиана, и восточное, если он отклоняется к востоку. Линии, соединяющие на карте точки с одинаковыми магнитными склонениями, называются изогонами.

Магнитная стрелка, если ее закрепить на горизонтальной оси, занимает горизонтальное положение только на экваторе. По мере приближения к магнитным полюсам она наклоняется и на полюсах стремится занять вертикальное положение. Угол, образованный магнитной стрелкой компаса с горизонтальной плоскостью, называется углом наклонения. Линии, со­единяющие точки с равным наклонением, называются изо­клинами.

Силовое магнитное поле Земли определяется его напря­женностью. Величина напряженности увеличивается к магнит­ным полюсам. Линии, соединяющие точки с одинаковыми зна­чениями напряженности, называются изодинамами.

Действительное распределение элементов земного магнетизма (склонения, наклонения и др.) нередко отличается от среднего расчетного значения для данной местности. Такие отклонения — магнитные аномалии обусловлены веще­ственной неоднородностью Земли, изменением содержания в горных породах ферромагнитных минералов. Примером может служить Курская магнитная аномалия, связанная с уникаль­ным месторождением железных руд.

Величины склонений, наклонений и магнитной напряжен­ности не постоянны и испытывают вековые, годовые и суточные колебания. Наряду с медленными изменениями (вариациями) элементов земного магнетизма, наблюдаются внезапные — «магнитные бури». Замечено, что магнитные бури предшест­вуют землетрясениям и возникают в периоды повышенной сол­нечной активности.

Строение Земли

Наша планета состоит из концентрических оболочек — гео­сфер различной плотности. Геофизическими (сейсмическими) исследованиями в недрах Земли установлены поверхности

Рис. 3. Строение земли

А – земная кора; Б – верхняя мантия;

В – нижняя мантия; Г – внешнее ядро;

Д – внутреннее ядро

раздела, позволяющие выделить внутренние геосферы Земли — земную кору, мантию (промежуточную оболочку) и ядро (рис. 3). Внешними оболочками Земли являются атмосфера, гидросфера, биосфера. Каждая оболочка характеризуется оп­ределенным химическим составом и физическим состоянием ве­щества.

Внутренние геосферы

Земная кора это твердая оболочка Земли с непостоянной мощностью и строением. Ее толщина на континентах от 20 до 70 км, в океанах — от 5 до 15 км, составляя в среднем 32 км.

Различия в скоростях распространения сейсмических волн в земной коре позволяет выделить в ее составе три слоя.

Верхний осадочный слой со скоростями распро­странения продольных сейсмических волн от 2,0 до 5,0 км/с состоит в основном из относительно неплотных осадков. Его максимальная мощность на континентах и в переходных зонах от континентов к океанам составляет 10—15 км, реже 15— 25 км. В центральных частях океанов — меньше 1 км, в сред­нем 0,3—0,4 км.

Второй слой известен под названием «гранитного», так как скорость распространения продольных упругих волн в нем, равная 5,5—6,0 км/с, отвечает экспериментально полу­ченным скоростям в гранитах. Породы этого слоя местами вы­ходят на поверхность и изучение их показывает, что они сло­жены не только гранитами, но и гнейсами и другими метамор­фическими породами с плотностью 2,7—2,8. Мощность этого слоя на континентах изменяется от 10 до 30—40 км. В сто­рону океанов «гранитный» слой выклинивается.

Нижний слой земной коры называют «базальтовым», так как скорость прохождения в нем продольных волн (6,5 км/с) соответствует величинам, полученным в полевых и лабораторных условиях для пород основного состава — базаль­тов. Геофизический базальтовый слой выходит на поверхность на ограниченных участках и состав его до конца не изучен. Плотность пород слоя 3,0—3,2. Мощность базальтового слоя на континентах изменяется от 10—15 до 25—30 км, под дном океанов — от 5 до 15 км.

Таким образом, мощность и состав земной коры на конти­нентах и в океанах не одинаковы, в океанах отсутствует «гра­нитный» слой, в связи с чем различают два типа земной коры — континентальный и океанический.

Мантия отделяется от земной коры поверхностью сейсмиче­ского раздела Мохоровичича (сокращенно граница Мохо), ко­торая характеризуется скачкообразным увеличением скорости прохождения сейсмических волн до 8 км/с. Согласно сейсми­ческим данным, мантия неоднородна по своему составу и под­разделяется (см. рис. 3) на верхнюю мантию (до глу­бины 900 км) и на нижнюю (до глубины 2900 км). В верх­ней мантии на глубинах 50—60 км под океанами и 100— 120 км под континентами до глубин 400 и 250 км (соответ­ственно) установлена зона астеносфера («слабый слой»), в которой вещество обладает повышенной вязкостью или нахо­дится в расплавленном состоянии. Поэтому астеносфера рассматривается как место зарождения магматических процессов, землетрясений.

В последние годы все слои, лежащие выше астеносферы (земная кора и верхи верхней мантии до глубин 60—120 км) объединяются в единую оболочку Земли, называемую лито­сферой.

Плотность пород верхней мантии, за исключением астено­сферы, составляет 3,4, а нижней мантии 5,5—6,0.

Многие ученые полагают, что породы, слагающие мантию, по составу соответствуют ультраосновным и поэтому ее не­редко называют перидотитовой оболочкой Земли.

Ядро занимает внутреннюю часть планеты. Граница между мантией и ядром отмечается резким уменьшением скорости сейсмических волн. Ядро также разделяют на две части (см. рис. 3) — внешнюю и внутреннюю. Граница между ними на глубине 5100 км фиксируется некоторым увеличением скорости прохождения сейсмических волн. В связи с этим считают, что внешнее ядро находится в жидком состоянии, а внут­реннее в твердом. Плотность вещества в центре Земли дости­гает 12,5, давление почти 4 млн. атм *.

Большинство специали­стов склонны считать, что ядро состоит в основном из железа, находящегося в особом металлизированном состоянии (элек­тронные оболочки вещества частично разрушены).

Химический состав Земли. Первую сводку о составе земной коры дал американский ученый Ф. Кларк в 1898 г. Советские академики В. И. Вернадский, А. Е. Ферсман и А. П. Виноградов внесли огромный вклад в изучение состава земной коры. Согласно последним данным, земная кора состоит в основном из восьми элементов, на долю которых приходится 99,03% (табл. 2).

Таблица 2