Современные представления о строении земли

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О СТРОЕНИИ ЗЕМЛИ
Сведения о внутреннем строении Земли получены, главным образом, в результате
геофизических исследований.
Согласно современным геофизическим (сейсмологическим) данным в объеме
Земли выделяются три основные области: кора, мантия и ядро.
Кора отделяется от мантии резкой сейсмической границей, наблюдается
увеличение скорости продольных сейсмических волн (до 8,2 км/с), а также возрастание
плотности вещества – от 2.9 до 5.6 г/см3. Эта граница в честь ее первооткрывателя –
югославского геофизика Мохоровичича – была названа границей Мохо (или просто
граница М). Земной корой стали называть наружную толщу Земли, расположенную выше
границы М.
По данным сейсмических исследований выделяются два типа глубинного строения
земной коры, отличающихся по мощности и структуре:
а) континентальный тип – мощность 30-50 км до 60-80 км.
б) океанический тип – мощность 5-10 км.
Континентальная земная кора в наиболее полном ее виде делится на 3 основных
геофизических «слоя», которые отличаются по упругим свойствам и плотностным
характеристикам пород:
1. «Осадочный слой» («осадочный чехол», «неконсолидированная толща») сложена
горизонтально или полого залегающими неметаморфизованными толщами
осадочных и вулканогенных пород фанерозойского, реже – верхнепротерозойского
возраста. Почти на 40% территории России осадочный слой отсутствует – он
выклинивается (смыт) на площадях, занимаемых древними щитами. В пределах
складчатых поясов он развит спорадически, фрагментами.
2. Гранитный
(гранулито-метаморфический)
слой,
представлен
сильно
дислоцированными и в разной степени метаморфизованными осадочными,
эффузивными и интрузивными породами преимущественно кислого, т.е.
гранитоидного состава. На щитах и значительных площадях складчатых поясов он
выходит на земную поверхность. Скорости продольных сейсмических волн от 5,5
до 6,3 км/с. Мощность в областях развития типичной континентальной коры 10-20
км, изредка – до 25 км.
3. Базальтовый (правильнее гранулито-базальтовый слой) нигде не обнажается и
состоит, по косвенным данным, из глубокометаморфизованных пород
гранулитовой фации и магматических пород существенно основного и частично
ультраосновного составов со скоростями продольных волн от 6,5 до 7,3 км/с ( в
среднем 6,8-7 км/сек). Мощность от 15 до 25-30км.
Переход от вышележащего гранито-метаморфического слоя к гранулито-базальтовому
в ряде районов происходит резко, скачкообразно по т.н. поверхности Конрада
(поверхности К), а в других – скорости продольных волн (и плотности пород) возрастают
с глубиной плавно и четкое разделение этих слоев невозможно.
Ниже гранулито-базальтового слоя залегает верхняя мантия.
Кроме т.н. типичного, классического разреза континентальной земной коры,
существуют районы с аномальным ее строением.
Например, в пределах некоторых островных дуг (зона Курильских и Командорских
островов) распространена кора субконтинентального типа мощностью 15-25 км с
нечетким разделением гранито-метаморфического и гранулито-базальтового слоев.
Глубоководным впадинам как внутренних морей (Черноморской, ЮжноКаспийской), так и окраинных (Япономорская, Южно-Охотская), а также некоторым
свехглубоким впадинам внутри субокеанического типа, в которых мощная толща
осадочных пород (3-5 до 15-25 км) – по сейсмическим данным – непосредственно
подстилается гранулито-базальтовым слоем мощностью от 5 до 15 км. Гранитометаморфический слой отсутствует.
Переход материка во впадину сопровождается сменой типа коры, причем переход
происходит как в пределах узкой зоны, так и на протяжении широкой полосы. Переход
сопровождается чередованием участков с различными типами коры. Пример – сложно
построенная переходная зона между Азиатским материком и ложем Тихого океана.
Кора океанического типа образует ложе Тихого, Атлантического и Индийского
океанов, где глубина превышает 3-4 км. По сейсмическим и геологическим данным она
состоит из 3-х слоев.
Осадочная толща мощностью от нуля – первые десятки метров до 0,5-1 км (в
среднем 0,2-0,5 км). Как показало бурение в океанах, наиболее древние горизонты осадков
в океанах не древнее средне-позднеюрского возраста (около 170 млн.лет), а на большой
части ложа океанов имеют возраст от мела до кайнозоя или имеют только кайнозойский
возраст. Скорость седиментации за этот период составляет 1-5 мм/тыс.лет.
Второй слой мощностью 1,5-2,0 км, верхняя часть которого вскрыта бурением,
сложен лавами и вулканическими стеклами, в нижней части слоя встречаются дайки
основных пород. По возрасту породы верхней части второго слоя близки возрасту нижних
горизонтов осадочного слоя (от кайнозоя до средней юры). В целом возраст верхней части
второго слоя закономерно становится старше от внутриокеанических рифтовых хребтов к
периферийным частям океанов. В этом же направлении увеличивается и мощность пород
слоя.
Третий слой – мощность 3-4 км –породы не вскрыты бурением, но в ряде мест из
зон разломов в океанах драгами подняты обломки интрузивных пород основного и
ультраосновного составов. Этот слой до недавнего времени сопоставлялся с гранулитобазальтовым слоем континентальной коры. Скорости продольных волн для этого слоя 6,57 км/сек. Третий слой подстилается породами верхней мантии и переходный слой между
ними еще более маломощный, чем под континентами.
Верхняя мантия под океанами, как и под континентами, продолжается до глубины
около 900 км.
Строение верхней мантии осложняется присутствием в ней зоны Гутенберга или
«астеносферы». Вещество, слагающее астеносферу, характеризуется пониженной
вязкостью и плотностью, находится в пластичном состоянии, местами в состоянии
частичного плавления. Скорости распространения упругих волн здесь понижены, а
электропроводность повышена.
В океанах в ряде районов астеносфера установлена на глубинах от 50 до 200 км, а в
осевых зонах рифтовых внутриокеанических хребтов ее кровля поднимается до
поверхности мантии. В некоторых районах материков астеносфера зафиксирована на
глубине 100-150 км. Ранее (60-е годы XX века) считалось, что астеносфера является
общепланетарной оболочкой. Расположенную выше ее часть верхней мантии стали
объединять с корой в качестве внешней «каменной оболочки» Земли – литосферы.
Мощность литосферы в среднем 50-100 км.
Позднее, в 70-х г.г. выяснено что астеносфера распространена не повсеместно, а
главным образом под тектонически и термически активными зонами океанов и
континентов, характеризующихся аномально высокими значениями величины теплового
потока. Под тектонически «спокойными» областями континентов слой астеносферы
маломощен или совсем не выражен. Литосфера в таких областях (под древними
платформами) может распространяться до глубин 300м и даже 500 км.
Центральную часть Земли занимает ядро, плотность которого значительно
превышает плотность мантии, составляя ~ 10 г/см3. Внешняя зона ядра представлена
жидким веществом (в ней не рапространяются поперечные волны).
По данным сейсмологии мантия и ядро делятся на более дробные зоны, которые
обозначаются заглавными буквами: А, В, С, Д, (Д’ Д”), Е, F,G.
Предполагается, что ядро Земли состоит, в основном, из железа, никеля и
небольшой примеси легких элементов – кремния и серы.
МИНЕРАЛ, МИНЕРАЛЬНЫЙ ВИД И РАЗНОВИДНОСТЬ
МИНЕРАЛЬНОГО ВИДА
Минералы являются составной частью горных пород. Их изучает наука
минералогия, относящаяся к циклу наук о Земле. Основная сущность минералогии –
всестороннее изучение состава, строения и свойств минералов, а также области
практического их использования.
В настоящее время минерал – это твердый кристаллический продукт природных
(земных или космических) процессов, физически и химически индивидуальный в виде
простого вещества (самородный химический элемент) или соединения.
Кристаллический продукт природных процессов подчеркивает, что они являются
телами кристаллическими. Основное свойство кристаллических тел – трехмерная
периодичность в расположении частиц, из которых они состоят, т.е. атомов, ионов,
молекул. Эта особенность внутреннего строения кристаллических тел описывается
понятием пространственная решетка, которая является представлением трехмерной
периодичности. Она строится распространением начальной точки путем параллельных
переносов. Основной единицей трехмерной решетки является параллелепипед,
построенный на трех векторах, совпадающих с направлениями кристаллических осей.
Полученный т.о. параллелепипед называется элементарной ячейкой, или ячейкой Браве.
Всего существует 14 ячеек Браве, которые отражают особенности решеток всех сингоний.
вида
Огранка
кристаллов
является
внешним
оформлением
структуры.
Внешняя форма кристаллов
представляет собой различного
многогранники:
–
кубы,
октаэдры, тетраэдры, призмы,
бипирамиды и более сложные
формы.
Рис. 3. Кристаллическая структура галенита
PbS; • - Pb; o - S
Она описывается 32 законами – видами симметрии, представляющими собой
совокупности элементов симметрии. Виды в свою очередь объединяются в 7 систем
(сингоний), а последние в 3 категории.
В определении минерала как химического продукта природных процессов
подразумевается его химический состав. Последний может быть представлен атомами
одного химического элемента или несколькими. В первом случае минерал представляет
собой простое вещество (например, самородное золото, сера, графит, алмаз). Во втором –
минерал состоит из двух, трех и большего числа атомов различных химических
элементов. Это уже химическое соединение (например, галит NaCl, кальцит Ca[CO3] и
т.д.).
Таблица
1
Категории
Низшая
Средняя
Высшая
Кристаллографические категории и сингонии
Характеристики
Сингонии
Геометрические константы
Триклинная
а≠в≠с; α≠β≠γ≠900
Моноклинная
а≠в≠с; α= γ=900; β>900
а≠в≠с; α=β=γ=900
Ромбическая
Тетрагональная (квадратная)
а=в≠с; α=β=γ=900
Гексагональная
Тригональная
а=в≠с; α=β=900; γ=1200
(ромбическая)
Кубическая
а=в=с; α=β=γ=900
В химическом составе минералов принимают участие практически все известные
химические элементы, за исключением инертных газов и трансурановых. Однако роль
химических элементов в образовании минералов неодинакова. Элементы можно разделить
на видообразующие и рассеянные. Видообразующие химические элементы
представляют собой основные строящие единицы минералов. Рассеянные же элементы
входят в состав минералов как примеси.
Кроме того, минералы подразделяются на постоянного и переменного состава.
Минералы постоянного состава, независимо от условий их образования,
характеризуются стабильным составом элементов. Таких минералов немного. Это алмаз
С, киноварь HgS, галит NaCl, кварц SiO2, пирит FeS2 и др. Они содержат в себе и
примеси.
Минералы переменного состава характеризуются широкой вариацией
количественного содержания видообразующих элементов. Примерами минералов
переменного состава являются оливин (Fe, Mg)2[SiO4], доломит (Ca, Mg)[CO3] и др.
Запятая в круглых скобках означает, что содержание Fe и Mg, Са и Mg может изменяться
в широких пределах.
В природе минералы встречаются в виде отдельных индивидов или, что чаще, их
ассоциаций в моно- или полиминеральных агрегатах, например, в составе различных
горных пород. Индивиды отграничены друг от друга поверхностями раздела и могут быть
представлены ограненными кристаллами и неограненными зернами, разнообразными по
форме (изометричными, шестоватыми, пластинчатыми) и размерами (доли мм, см, реже –
метры).
В определении минерала важным является его принадлежность к кристаллическим
твердым телам. Однако часть природных веществ является не кристаллическими, а
аморфными (т.е. не имеющими кристаллической решетки). Для таких природных
аморфных твердых тел (опал, аллофан, шунгит и др.) в минералогии введен термин
«минералоид». Природные воды не являются минералами, но лед – минерал. Ртуть на
земле встречается только в жидком состоянии и ее как исключение приписывают к
минералам. Нефть и ее производные (битумы) не являются минералами. Вещества,
синтезированные человеком, не минералы, хотя подчеркивается, что они (алмазы, рубины,
аметисты и др.) являются синтетическими аналогами минералов. Биогенные вещества,
возникающие только за счет биологических процессов, например, мочевые и почечные
камни, раковины моллюсков и др. – не минералы. Но если биологические процессы
участвовали в образовании различных химических неорганических соединений
(известняки, фосфориты и др.), то они относятся, к минералам.
Одним из главных понятий минералогии, лежащем в основе классификации
минералов является минеральный вид – объединение индивидов минерального
вещества, отвечающее двум признакам:
а) близости, качественного состава главных (породообразующих) химических
элементов;
б) тождества кристаллической структуры.
Строгим критерием, объединяющем индивиды в один минеральный вид, является
структура, менее строгим – их химический состав.
Так, если индивиды минералов имеют одинаковый химический состав, но
обладают разной кристаллической структурой, то они принадлежат к разным
минеральным видам. Пример: пирит и маркизит, имеют одинаковый химический состав –
FeS2, но пирит кубический, а марказит – ромбический.
Существует еще понятие разновидность минерального вида. Разновидности
выделяются в зависимости от особенностей их химического состава, структуры, форм
выделения минералов. Например, практически свободный от примесей Al2O3 – корунд –
бесцветен, корунд же с незначительной примесью Cr+3 – рубин, с Fe+3 и Ti+3-сапфир.
Различно окрашенные кристаллы кварца представлены разновидностями: аметистфиолетовый, цитрин-золотистый, морион-черный и т.д. Разные формы выделения,
например,
гипса, позволяют различать разновидности: алебастр – плотный
мелкозернистый гипс; селенит – волокнистый, марьино стекло – прозрачный
пластинчатый.