Опасность метеоритов

Но главная проблема в наблюдении опасных для Земли космических тел в том, что если объект летит на Землю, его траектория видна очень плохо: он почти не меняет положения на небесной сфере. Поэтому астрономы сейчас не могут рассчитывать скорость движения такого объекта. А, не зная скорости, нельзя рассчитать орбиту и определить, попадет он в Землю или нет. Для решения этой задачи нужно видеть объект одновременно с двух точекЕсли вокруг Земли разместить три орбитальных телескопа на расстоянии в 60 млн. километров от планеты, то тогда есть надежда, что внезапно появившийся объект удастся обнаружить за месяц до столкновения с ним.

По оценке ученых, в ближайшие 50 лет ни один из космических объектов не представляет опасности для Земли. Пока еще из-за недостатка данных не исключена вероятность столкновения с двумя объектами: 200-метровым, который может проходить вблизи Земли

Новые сведения

Гипотеза о подобном ударе существует давно, однако дело осложняется отсутствием самого простого доказательства — кратера. К счастью, о месте падения могут свидетельствовать также ударные сферы и наноалмазы.

В 2007 году впервые сообщалось о том, что эти объекты удалось найти в слоях осадка требуемого возраста сразу в нескольких местах. Новое исследование подтвердило факт обнаружения.

Группа учёных во главе с Малкольмом Лекомптом из Университета штата Северная Каролина в Элизабет-Сити (США) проанализировала образцы отложений из трёх различных точек Соединённых Штатов: Блэкуотер-Дро (Нью-Мексико), Топпер (Южная Каролина) и По-По-Коув (Мэриленд). По словам исследователей, они обнаружили микроскопические шарики в одних и тех же слоях.

Следует отметить, что гипотеза о попадании кометы в ледовые поля восточной Канады объясняет не только локальное вымирание животных в конце плейстоцена (приказало долго жить три четверти мегафауны Северной Америки), но и исчезновение культуры Кловис, представители которой только-только успели мигрировать на континент и активно его осваивали, судя по находкам каменных орудий.

Поэтому особое внимание было уделено слоям, содержащим артефакты этой культуры. Учёные исходили из того, что если в один не самый прекрасный день с неба посыпались камни, то артефакты должны были сыграть роль щита, не позволив им проникнуть в более глубокие слои. И действительно, над артефактами обнаружено в 30 раз больше шариков, чем под ними.

Тема «ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ»

Вопрос №17. Мощность, состав и реологические свойства внутренних оболочек Земли.

В вертикальном разрезе мантию иногда подразделяют на верхнюю мантию (от границы с корой до 400 км), где плотность пород растет плавно; переходную зону (400-1000 км), где происходят небольшие скачки плотности, связанные с фазовыми превращениями минералов; и нижнюю мантию (1000-2900 км), где плотность снова растет плавно.

Вопрос №18. Основные границы внутренних оболочек и способы их изучения (P и S волны и их характеристики).

Наиболее важными для изучения внутреннего строения Земли являются так называемые P-волны (продольные) и S-волны (поперечные).

В случае продольных P-волн частицы среды колеблются вдоль направления движения волны. При этом создаются участки сжатия и растяжения, распространяющиеся во все стороны от очага землетрясения. Продольные P-волны распространяются и в твердой, и в жидкой, и в газообразной средах, и являются, по существу, обычными звуковыми волнами.

Продольные P-волны являются самыми быстрыми из всех сейсмических волн – им нужно лишь двадцать минут, чтобы пересечь весь земной шар по диаметру.

В случае поперечных S-волн частицы породы колеблются в направлении, перпендикулярном направлению движения волны. Поперечные S-волны распространяться лишь в твердых телах. Вытекающая из рисунка аналогия поперечных S-волн с морскими чисто внешняя - в жидкой (и в газообразной) среде поперечные S-волны не распространяются. Еще в начале XX века было установлено, что поперечные S-волны не проходят через центральную область нашей планеты - ее ядро, что свидетельствовало о его жидком (расплавленном) состоянии. Поперечные S-волны примерно в 1,7 раза медленнее, чем продольные P-волны.

Кропотливый математический анализ хода сейсмических волн, возникающих при сильных землетрясениях и зарегистрированных сейсмостанциями, расположенными по всему миру, позволил определить, какую скорость имеют сейсмические волны на разных глубинах внутри тела Земли. Был построен так называемый «скоростной разрез Земли», т.е. график зависимости скорости сейсмических волн от глубины (слева).

Наиболее резкие изменения скорости сейсмических волн фиксируются на границе коры и мантии (граница Мохоровичича – в среднем около 40 км под континентами) и на границе мантии и ядра (поверхность Гуттенберга – 2900 км).

Помимо этого, на скоростном разрезе выделяется еще несколько сейсмических границ. Наиболее важной из них является граница, разделяющая ядро на внешнее и внутреннее (на глубине 5100 км). Несколько слабых скачков скорости сейсмических волн фиксируются в мантии на глубинах от 400 до 1000 км – они обусловлены скачкообразными превращениями некоторых минералов в более плотные модификации.

Между сейсмическими границами скорость волн возрастает с глубиной плавно, что связано с постепенным ростом плотности среды под действием возрастающего с глубиной давления. Очень важной особенностью скоростного разреза, проявленной в верхней мантии, является так называемая «зона низких скоростей», наличие которой объясняют тем, что породы в этой зоне частично расплавлены.

Вопрос №19. Плотность и давление внутри Земли.

Скоростной разрез Земли - график зависимости скорости прохождения сейсмических волн от глубины, является объективной информацией, получаемой в результате сейсмологических исследований. Плотностной же разрез - это интерпретация скоростного разреза, проведенная с учетом наших представлений о валовом химическом составе Земли и поведении силикатного и металлического материала при высоких давлениях и температурах. В силу того, что все факторы, влияющие на скорость прохождения сейсмических волн на очень больших глубинах, пока учесть невозможно, то на основании одного объективно устанавливаемого скоростного разреза могут быть построены несколько интерпретационных плотностных разрезов, правда, все они довольно близки друг к другу.

Скоростной разрез Земли

Плотностной разрез Земли

В принципе, плотностной разрез как бы повторяет скоростной, но одно отличие резко бросается в глаза: при переходе от мантии к ядру плотность резко возрастает (с 5,5 до 9,9 г/см³), тогда как скорость продольных волн резко падает (с 13,6 до 8,1 км/с). Это связано с резкой сменой состава среды: силикатная мантия сложена сравнительно легкими элементами (преимущественно, кислородом, кремнием и магнием), тогда как металлическое ядро представлено, в основном, значительно более тяжелым железом. Скорость прохождения сейсмических волн, тем больше, чем плотнее упаковка атомов, но тем меньше, чем выше средний атомный вес среды.

Зная плотностной разрез земного шара, можно рассчитать, как с глубиной меняется давление. На земной поверхности давление почти нулевое (точнее, оно составляет 1 атм), но по мере увеличения глубины давление быстро растет. В центре земного шара давление составляет около 3,6 млн. атм.

Вопрос №20. Тепловой режим Земли.

Соотношение солнечного и внутреннего тепла. Главным источником тепла на поверхности Земли является излучение Солнца. Общее количество тепла, поступающего на Землю от Солнца, составляет 5,5·10²⁴ Дж в год. Около трети этого излучения сразу же отражается в космос от земной поверхности и от облаков, тогда как около двух третей поглощаются земной поверхностью и атмосферой. Поглощённое солнечное тепло, в основном, переизлучается в космос в виде инфракрасного излучения. Таким образом, практически вся энергия, поступающая на Землю от Солнца, в конечном счёте, уходит в космос. Лишь очень небольшая доля солнечной энергии аккумулируется в процессе фотосинтеза в виде органического вещества и в ряде геохимических процессов в виде некоторых минеральных превращений.

Общее количество тепла, поступающего к поверхности Земли из её недр, почти на четыре порядка меньше – лишь около 8·10²⁰ Дж в год. Тем не менее, тепловой режим недр планеты полностью определяется внутренними источниками тепла. Солнечное же тепло непосредственно не проникает в глубокие недра Земли, и уже на глубине несколько десятков метров (горизонт постоянной температуры) температура не испытывает ни суточных, ни сезонных колебаний.

Источники тепла в недрах Земли. В настоящее время тепло в недрах Земли генерируется за счёт трёх источников:

- гравитационная дифференциация (погружение тяжелого материала и подъём относительно лёгкого сопровождаются выделением тепла);

- распад радиоактивных элементов (главным образом, ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th и ⁴⁰K);

- приливное трение (в настоящую эпоху вклад незначителен).

Точное соотношение вкладов этих трёх источников оценить затруднительно. Но можно утверждать, что все эти три источника, а также суммарный поток тепла из земных недр с течением геологического времени ослабевают: гравитационная дифференциация в недрах Земли, в целом, становится менее интенсивной, содержание радиоактивных элементов в земных недрах уменьшается, а приливные взаимодействия с Луной становятся слабее из-за постепенного увеличения расстояния от Луны до Земли.

На стадии образования Земли очень большой вклад в разогрев Земли вносили удары планетезималей. Возможно, в этот период был очень значительным и вклад за счёт распада ряда короткоживущих радиоактивных изотопов, к настоящему времени уже полностью распавшихся (²⁶Al, ⁶⁰Fe и другие). Ударный разогрев должен был играть существенную роль и на стадии интенсивной метеоритной бомбардировки, завершившейся 3,9 млрд. лет назад.

Увеличение температуры с глубиной. Ниже горизонта постоянной температуры, находящегося на глубине несколько десятков метров, температура начинает довольно быстро расти (это установлено по измерениям температуры в шахтах и скважинах). Рост температуры с глубиной характеризуется либо геотермическим градиентом (увеличением температуры на единицу длины), либо геотермической ступенью (глубиной, при погружении на которую температура увеличивается на 1 °С). Среднее значение геотермического градиента составляет около 30°С на 1 км, но в разных регионах оно может резко различаться – от 5-6 °С на 1 км на некоторых древних щитах до 150 °С на 1 км в некоторых районах современного вулканизма.

Быстрое увеличение температуры с глубиной характерно только для земной коры (особенно для верхней коры), так как именно в ней наиболее высоки содержания радиоактивных элементов. Температура на границе Мохоровичича оценивается от 600 °С до 1000 °С в разных регионах. В мантии, в которой содержание радиоактивных элементов должно быть невелико, температура с глубиной растёт медленно, примерно 1 °С на 1 км. Температура на границе мантии и ядра оценивается по-разному, но в современных моделях её принимают близкой к 3700 °С (на границе мантии и ядра температура заведомо должна быть выше температуры плавления железа, но ниже температуры плавления силикатного материала, разумеется, при соответствующем давлении, ведь, как известно, мантия находится в твердом состоянии, а внешнее ядро - в жидком). Температура в центре Земли оценивается от 4000 °С до 4500 °С.

Распределение теплового потока на Земле. Тепловой поток – это количество тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 квадратный метр за 1 секунду. Измерение теплового потока, включает в себя определение градиента температуры и лабораторное определение теплопроводности горных пород.

Величина теплового потока q рассчитывается по формуле

q = -  grad T,

где  – теплопроводность горных пород, определяемая в лаборатории,

grad T – градиент температуры, определяемый путем измерения температуры на разных глубинах в скважинах.

Среднее значение теплового потока для земного шара составляет около 50 милливатт на квадратный метр, причём, что интересно средние значения теплового потока примерно одинаковы и для континентов, и для океанов. Вместе с тем, и на континентах и в океанах они испытывают очень резкие колебания. В целом, чем моложе та или иная геологическая структура, тем выше тепловой поток. Наиболее высокие значения теплового потока зафиксированы в районах современного вулканизма, особенно в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (иногда до 1500 милливатт на квадратный метр).

Вопрос №21. Магнитное поле Земли и палеомагнитные исследования.

Геомагнитное поле. Основной вклад в магнитное поле Земли вносит так называемое геомагнитное поле, генерируемое в земном ядре, которое может быть уподоблено (правда, лишь в первом приближении) полю стержневого магнита, ось которого на 11 отклонена от оси вращения Земли. Первоначально предполагалось, что геомагнитное поле обусловлено существованием внутри планеты твёрдого намагниченного железного ядра. Эта гипотеза оказалась несостоятельной, так как железо теряет ферромагнитные свойства при температуре 769 C (точка Кюри), а недра Земли значительно горячее. Существование геомагнитного поля может быть объяснено только тем, что внутри нашей планеты существует устойчивая система электрических токов.

Как показало теоретическое моделирование, система таких токов может быть устойчивой только в жидком металлическом ядре, в котором происходит конвективное перемешивание проводящего электричество расплава.

Магнитное склонение. Так как ось магнитного поля не совпадает с осью вращения Земли, то стрелка компаса ориентирована не на истинный северный полюс, а на так называемый магнитный северный полюс, который в настоящее время находится в районе Канадского Арктического архипелага. Отклонение магнитной стрелки от направления на истинный север называется магнитным склонением. Так как в Европе магнитное склонение невелико, то долгое время его просто не замечали. Первым из европейцев его обнаружил Колумб во время плавания к берегам Америки в 1492 году. В районе Санкт-Петербурга стрелка компаса отклоняется от северного направления на 5 к востоку. В высоких широтах магнитное склонение может быть очень большим - вплоть до 180 (на участке между истинным и магнитным северными полюсами северный конец стрелки компаса указывает на юг).

Западный дрейф геомагнитного поля. Ось геомагнитного поля не занимает в теле земного шара фиксированного положения, а перемещается в западном направлении, совершая один полный «оборот» вокруг оси вращения Земли за несколько тысяч лет. Это явление получило название «западный дрейф геомагнитного поля». Смещение магнитной оси Земли происходит неравномерно, но угол её отклонения от оси вращения Земли остаётся примерно одним и тем же (около 11). На земной поверхности западный дрейф магнитного поля выражается в систематическом изменении магнитного склонения во всех географических пунктах. Впервые это было замечено в XVII веке при сравнении измерений, проводившихся в течение нескольких десятилетий в Лондоне.

Инверсии геомагнитного поля. В XX веке в ходе исследований остаточной намагниченности разновозрастных горных пород, было установлено, что геомагнитное поле в течение геологической истории многократно меняло свою полярность. Процесс смены полярности геомагнитного поля получил название инверсии геомагнитного поля. Установлено, что инверсии происходят по геологическим меркам довольно быстро и занимают не более одной тысячи лет, после чего геомагнитное поле снова не меняет своей полярности в течение неопределенно долгого времени. Последняя инверсия произошла на Земле около 700 тысяч лет назад.

Не следует думать, что инверсия геомагнитного поля представляет собой некий переворот воображаемого магнита внутри земного шара. Геомагнитное поле во время инверсии вначале уменьшается до нуля, а затем восстанавливается с противоположной полярностью, при этом сама магнитная ось Земли почти не меняет своего положения. Теоретическое моделирование показало, что западный дрейф геомагнитного поля и его инверсии, вероятнее всего, связаны с изменениями в характере конвекции металлического расплава в ядре.

Магнитные аномалии. Дополнительный вклад в магнитное поле Земли вносят так называемые магнитные аномалии - магнитные поля, создаваемые теми горными породами земной коры, в которых в значительных количествах присутствуют высокомагнитные минералы (главным образом, магнетит Fe₃O₄). Такие горные породы распределены в земной коре очень неравномерно, и поэтому картина регистрируемых магнитных аномалий является очень сложной. Правда, как правило, интенсивность магнитных аномалий невелика, и лишь изредка она составляет несколько процентов от интенсивности геомагнитного поля. Однако в районах, где расположены крупные залежи железных (магнетитовых) руд, интенсивность магнитных аномалий может быть очень высокой. Так, интенсивность знаменитой Курской Магнитной Аномалии (КМА), самой интенсивной магнитной аномалии в мире, более чем в три раза превышает интенсивность нормального для этого региона геомагнитного поля.

Следует подчеркнуть, что мантия, хотя и является самой массивной оболочкой нашей планеты, не вносит никакого вклада в магнитное поле Земли. С одной стороны, слагающие мантию породы неэлектропроводны, и поэтому в ней не текут электрические токи, которые могли бы индуцировать магнитное поле. С другой стороны, температура в мантии выше точки Кюри, и поэтому в ней не может быть никаких постоянных магнитов.

Магнитные вариации. Реальное магнитное поле, измеряемое у поверхности Земли, осложняется еще и так называемыми магнитными вариациями - быстропеременными периодическими и непериодическими магнитными полями, обусловленными электрическими токами в верхних слоях атмосферы (в ионосфере) и в околоземном пространстве.

Наиболее интенсивные непериодические магнитные вариации называются магнитными бурями. Их первопричиной являются вспышки на Солнце, в результате которых в окружающее пространство выбрасываются мощные потоки заряженных частиц, которые, достигая окрестностей нашей планеты, вызывают мощные электрические токи в ионосфере и в околоземном пространстве, что, в свою очередь, приводит к сильным возмущениям магнитного поля.

Палеомагнитные исследования. В состав многих горных пород входит минерал магнетит Fe₃O₄, являющийся при температуре ниже 578 °С сильным ферромагнетиком (при нагревании выше этой температуры, называемой температурой Кюри, магнетит теряет свои ферромагнитные свойства). Каждое зернышко магнетита представляет собой маленький постоянный магнит, который через некоторое время после своей кристаллизации намагничивается внешним магнитным полем (т.е. магнитным полем Земли в данной точке) и тем самым «запоминает» его. «Запоминание» происходит не строго при температуре Кюри, а в некотором температурном интервале - оно начинается с того момента, когда медленно остывающая порода, содержащая зёрна магнетита, остынет до температуры Кюри и закончится тогда, когда порода остынет ещё примерно на 10 градусов. Таким образом “запоминание” внешнего магнитного поля происходит не мгновенно, а растягивается в медленно остывающих магматических породах на десятки тысяч лет. За это время вследствие западного дрейфа геомагнитное поле успевает совершить несколько «оборотов» вокруг земной оси, поэтому горная порода «запоминает» направление не на какой-либо из мгновенных магнитных полюсов, а направление на их среднее положение, соответствующее истинному географическому полюсу. Определив в лаборатории направление собственного магнитного поля образцов, можно установить направление на истинный географический полюс из точки отбора образцов (так называемый палеомеридиан) для той геологической эпохи, в которую произошло образование горных пород. Выполнив подобные исследования в нескольких регионах, можно получить несколько палеомеридианов, которые должны пересекаться в точке, где находился истинный северный полюс в соответствующую геологическую эпоху.

Первоначальной целью этих исследований, широко развернувшихся в 50-е годы XX века, было определение изменения положения полюсов Земли в геологическом прошлом. Совершенно неожиданно выяснилось, что траектории перемещения полюса по поверхности Земли, определенные по результатам палеомагнитных исследований, выполненных на разных континентах, оказались совершенно различными. Такую ситуацию можно объяснить, только допустив, что по поверхности Земли перемещаются сами континенты.

Вопрос №22. Форма Земли. Изостатическая компенсация масс (принцип изостазии). Гипсографическая кривая. Литосфера и астеносфера. Континентальная и океаническая кора и фундаментальные различия между ними.

Форма Земли. В первом приближении Земля имеет форму шара, но на самом деле Земля имеет сплюснутую форму и во втором приближении может быть описана как эллипсоид вращения с экваториальным радиусом 6378 км и полярным радиусом 6357 км. Причиной сплюснутости Земли является ее осевое суточное вращение: в масштабе геологического времени Земля ведет себя как пластичное тело, которое подобно жидкой капле приобретает форму, соответствующую скорости ее вращения.

Вращением Земли обусловлено и закономерное уменьшение ускорения силы тяжести на ее поверхности по направлению от полюсов к экватору (от 9,83 м/с² на полюсах до 9,78 м/с² на экваторе). Сила тяжести на поверхности Земли F_тяж является суммой силы притяжения F_прит, направленной к центру масс, и центробежной силы F_цб, направленной перпендикулярно оси вращения нашей планеты.

Уменьшение силы тяжести F_тяж от полюсов к экватору связано с одной стороны с возрастанием центробежной силы F_цб (она пропорциональна косинусу широты и возрастает от нуля на полюсах до максимального значения на экваторе), а с другой стороны, с уменьшением в этом же направлении собственно силы притяжения. Последнее обусловлено тем, что сила притяжения F_прит обратно пропорциональна квадрату расстояния, а в силу сплюснутости нашей планеты её экваториальный радиус на 21 км больше, чем полярный.

Форма Земли лучше описывается фигурой геоида – поверхностью невозмущённого океана и её мысленным продолжением на континенты (так как будто континенты были бы пересечены узкими глубокими каналами, соединяющимися с океаном). Поверхность геоида отклоняется и вверх и вниз от поверхности эллипсоида вращения на несколько десятков метров. Эти отклонения обусловлены неравномерным распределением масс с различной плотностью внутри земного шара. Ниже всего геоид опускается относительно эллипсоида у оконечности Индии (–113 м), а выше всего поднимается в районе Исландии (+57 м). Поверхность геоида изучена с помощью наземных гравиметрических наблюдений и спутниковой альтиметрии (определение высоты с помощью радиолокатора).

Изостатическая компенсация масс (принцип изостазии). Измерения ускорения силы тяжести, выполненные на одной и той же географической широте и приведённые к одной и той же высоте над уровнем моря, показали, что в общем случае оно остается примерно одинаковым как над равнинами, так и над горами или океаническими впадинами. Из этого следует, что избыток масс над

уровнем моря в виде горных сооружений каким-то образом компенсируются дефицитом масс в недрах Земли, и, наоборот, дефицит масс в виде океанических впадин каким-то образом компенсируются избытком масс в более глубоких недрах.

Впервые дефицит масс под крупными горными сооружениями был обнаружен ещё в XVIII веке в Андах, а затем в XIX веке в Гималаях. Крупные горные массивы представляют собой большие дополнительные массы, возвышающиеся над уровнем прилегающих равнин. При измерениях, выполняемых на равнинах рядом с такими горами, вертикальный отвес должен немного отклоняться в их сторону. Этот эффект однако оказался заметно меньше расчётного, что и указывало на дефицит масс под крупными горными сооружениями.

В 1855 году английские учёные Ф. Пратт и Дж. Эри, независимо друг от друга сформулировали принцип изостатического равновесия, согласно которому различные блоки литосферы «плавают» в каком-то более плотном, но сравнительно податливом веществе, а уровень верхней поверхности этих блоков определяется, по сути дела, законом Архимеда. При этом Дж. Эри считал, «плавающие» лёгкие блоки имеет одинаковую плотность в горных и равнинных районах (а), а горы возвышаются над равнинами потому, что в горных районах эти блоки являются более мощными (т.е. горы имеют более глубокие лёгкие «корни»). Согласно же представлениям Ф. Пратта горные блоки сложены менее плотным материалом, чем равнинные блоки, что и должно обуславливать их более высокое положение (б).

В природе реализуются оба варианта изостатического равновесия (в). Так, высокие горы возвышаются над средним уровнем дневной поверхности континентальных равнин только за счёт большей мощности континентальной коры (реализуется принцип Эри). В то же время поверхность дна океанических впадин располагается в среднем на 4,5 км ниже, чем поверхность континентов, так как, с одной стороны, океаническая кора существенно более тонкая, чем континентальная (реализуется принцип Эри), а с другой стороны, океаническая кора сложена несколько более плотными породами, чем континентальная (реализуется принцип Пратта).

Реальность явления изостатического равновесия наглядно иллюстрируется движениями земной коры, происходящими в регионах, охваченных покровным оледенением в настоящее время или испытывавших его в недавнем геологическом прошлом.

Резкие изменения нагрузки на континентальные блоки (образование и таяние крупных ледниковых покровов) приводят к нарушению изостатического равновесия. Так, если континентальный блок, находящийся в состоянии изостатического равновесия (г), подвергся крупномасштабному покровному оледенению, то он должен испытать некоторое погружение под действием дополнительной нагрузки (д). В настоящую геологическую эпоху крупные покровные ледники развиты только в Антарктиде и в Гренландии, и оба этих континентальных блока «притоплены» примерно на 0,5 км за счёт давления

многокилометровой толщи льда. Примечательно, что и Антарктида, и Гренландия максимально прогнуты в своих центральных частях, то есть там, где ледовая нагрузка максимальна.

В то же время, покровные ледники могут по меркам геологического времени очень быстро растаять, что и произошло за последние несколько десятков тысяч лет на севере Европы и на севере Северной Америки. Прогнутые континентальные пластины, освободившись от избыточной нагрузки, постепенно «всплывают» и распрямляются (е). Такая ситуация наблюдается в настоящее время в северо-западной Европе (район северной части Балтийского моря) и в восточной части Канады (район Гудзонова залива). Через какое-то время оба этих района вернутся в состояние изостатического равновесия (г). Считается, что как в случае быстрой нагрузки (оледенение), так и в случае резкой разгрузки (резкое таяние), время, которое требуется континентальному блоку, чтобы вновь вернуться в состояние изостатического равновесия, не превышает ста тысяч лет.

Континентальная и океаническая кора и фундаментальные различия между ними. Континентальная кора занимает не менее 41% земной поверхности, тогда как площадь суши составляет лишь 29% площади земного шара. Такое несоответствие (не менее 12%) объясняется тем, что к районам континентальной коры относятся и мелководные шельфовые моря, являющиеся, по-существу, затопленными подводными продолжениями континентов.

Континентальная и океаническая кора резко различаются по своим главным характеристикам:

	Континентальная кора	Океаническая кора
Состав горных пород	очень разнообразный, широко развиты кислые и средние породы (гранитоиды)	очень однородный, резко преобладают основные породы (базальты и габбро)
Средняя плотность	2,8 г/см3	3,0 г/см3
Средняя мощность (толщина)	40 км	8 км
Степень деформации горных пород	большая часть пород (но не все!) многократно и очень сложно деформирована (смята в складки и смещена по разломам)	породы практически не деформированы
Возраст горных пород	0-3,9 млрд. лет	0-180 млн. лет
Осадочный чехол	Прерывистый, но местами очень мощный (более 20 км). Средняя мощность – не более 3 км.	Практически повсеместный, но сравнительно маломощный (обычно – несколько сот метров)

Литосфера и астеносфера. Каменная часть планеты разделяется учеными на отдельные оболочки не только на основании различий в химическом составе (кора и мантия), но и по различиям в реологических свойствах горных пород. По этому принципу выделяются:

- литосфера («каменная» сфера) - твердая и сравнительно жесткая внешняя оболочка, объединяющая всю земную кору и лежащие непосредственно под ней верхние слои мантии. В континентальных районах литосфера значительно толще (от 100 до 200 км), чем в океанических (в среднем 70-80 км), поэтому иногда говорят о континентальной и океанической литосфере;

- астеносфера («ослабленная» сфера) - расположенная под литосферой пластичная оболочка, нижняя граница которой находится в среднем на глубине 400 км. Астеносфера в первом приближении может быть отождествлена с зоной частично расплавленных пород, устанавливаемой по сейсмологическим данным как «зона низких скоростей»;

- мезосфера («средняя» сфера) - вся остальная часть мантии, расположенная ниже астеносферы. Не совсем удачное название «средняя» подразумевает расположение этой сферы между вышележащими оболочками и ядром. Вещество мезосферы не столь пластичное как в астеносфере, но и не столь жесткое как в литосфере. Мезосфера охвачена медленными конвективными движениями составляющего ее твердого мантийного материала.

Гипсографическая кривая. Гипсографической кривой называется график, дающий наглядное представление о характере распределения высот суши и глубин океанского дна в процентах от общей площади поверхности земного шара.

а) поверхность суши (29,2% от общей поверхности земного шара)

Высотный интервал (км):	>5	5-4	4-3	3-2	2-1	1-0
Частота встречаемости (%):	<0,1	0,5	1,1	2,2	4,5	20,9

б) поверхность дна океанов (70,8% от общей поверхности земного шара)

Глубинный интервал (км):	0-1	1-2	2-3	3-4	4-5	5-6	6-7	>7
Частота встречаемости (%):	8,5	3,0	4,8	13,9	23,3	16,4	1,0	<0,1

На суше преобладающим является высотный интервал 0-1 км, а в океанах - глубинный интервал 4-5 км. Средняя высота поверхности суши +840 м, средняя глубина Мирового океана –3800 м. Средний уровень поверхности континентальной коры +400 м, океанической коры – 4400 м.

Тема «СТРОЕНИЕ КОРЫ»

Вопрос №23. Строение, мощность, состав и возраст континентальной коры. Платформы, плиты, щиты и горные сооружения (орогенические, складчатые или подвижные пояса).

Строение, мощность, состав и возраст континентальной коры. Континентальная кора имеет среднюю мощность около 40 км. На шельфовых окраинах континентов она может быть значительно тоньше, а в высокогорных районах, наоборот, значительно мощнее (до 75 км). В вертикальном разрезе в составе коры традиционно выделяют снизу вверх три слоя: осадочный (или осадочно-вулканогенный), гранитно-метаморфический и гранулит-базитовый. Два нижних слоя образуют кристаллический фундамент, сложенный метаморфическими и магматическими породами.

Осадочно-вулканогенный слой. Средняя мощность составляет не более 3 км, но на щитах он отсутствует, а в некоторых местах достигает мощности 25 км (Прикаспийская впадина). В составе слоя преобладают осадочные породы, но местами присутствуют и вулканические толщи. Возраст пород – от раннепротерозойского до четвертичного.

Гранитно-метаморфический слой. Мощность обычно меняется от 15 до 30 км. Сложен метаморфическими породами (главным образом, гнейсами и кристаллическими сланцами), в пересчете на SiO₂, имеющими преимущественно кислый и средний состав. Широко проявлены гранитные интрузии.

Гранулит-базитовый слой. Мощность от 10 до 30 км. Сложен метаморфическими породами, в пересчете на SiO₂, имеющими преимущественно основной состав. Верхняя часть этого слоя была вскрыта Кольской сверхглубокой скважиной.

Сейсмическая граница, разделяющая гранитно-метаморфический и гранулит-базитовый слой, получила название границы Конрада. Граница Конрада прослеживается не так четко, как граница Мохоровичича. В некоторых местах она разделяется, и тогда в составе кристаллического фундамента выделяют не два, а три слоя.

Горные породы, слагающие кристаллический фундамент, имеют возраст от 0 до 3,9 млрд. лет. Более древние породы до настоящего времени не сохранились, но сама континентальная кора существовала и ранее. Возраст самого древнего неизменённого земного материала (цирконы из некоторых метаморфических пород, найденных в Австралии) – 4,4 млрд. лет.

Платформы, плиты, щиты и горные сооружения (орогенические, складчатые или подвижные пояса). В пределах континентальной коры можно выделить тектонически активные и тектонически пассивные зоны. Интенсивные тектонические движения сосредоточены в сравнительно узких вытянутых зонах, которые представляют собой современные подвижные (складчато-орогенные) пояса. Эти пояса могут быть связаны с активными окраинами континентов (например, Анды в Южной Америке) или с зонами коллизии (например, Гималаи). Кроме того, существуют пояса вторичной активизации, возникшие в результате горообразования на платформах (например, Тянь-Шань). Такие пояса иногда называют эпиплаформенными.

Практически все землетрясения и проявления современного вулканизма на континентах происходят именно в пределах подвижных поясов. Для этих районов характерен резко расчлененный рельеф местности, что связано с происходящими здесь интенсивными вертикальными движениями, которые приводят к горообразованию и называются орогеническими.

В пределах подвижных поясов выделяются более мелкие структуры: синклинории и антиклинории, межгорные впадины и передовые прогибы, возникающие перед фронтом горных цепей.

На большей же площади континентальной коры никаких значительных вертикальных движений не происходит. Такие участки коры представляют стабильные области, называемые платформами. Они испытывают по вертикали лишь медленные колебательные движения, которые называются эпейрогеническими. Землетрясения здесь бывают очень редко, и, как правило, очень слабые. Крайне редки и проявления вулканизма.

В зависимости от возраста пород, слагающих кристаллический фундамент, платформы подразделяются на древние с докембрийским фундаментом (например, Восточно-Еврпейская, Сибирская, Африканская) и молодые с палеозойским фундаментом (например, Западно-Сибирская и Средне-Европейская).

В пределах платформ выделяют щиты (выступы кристаллического фундамента на поверхность) и плиты (области, где кристаллический фундамент перекрыт осадочным чехлом). В пределах плит выделяют синеклизы (области, где поверхность кристаллического фундамента плавно опускается) и антеклизы (области, где поверхность кристаллического фундамента плавно поднимается). Синеклизы и антеклизы могут быть осложены более мелкими структурами – сводами, впадинами, валами и др. Кроме того, в поверхности кристаллического фундамента встречаются узкие глубокие вытянутые грабенообразные впадины, называемые авлакогенами.

Вопрос №24. Строение, мощность, состав и возраст океанической коры.

Океаническая кора имеет среднюю мощность около 8 км. В целом, мощность океанической коры очень выдержанная, но она может значительно увеличиваться в районах океанических вулканических плато (до 30 км и более).

В составе океанической коры выделяют три главных слоя: осадочный, базальтовый и габбровый.

Осадочный слой. Сложен карбонатными, кремнистыми и глинистыми породами, накопившимися в результате выпадения на дно океана различного осадочного материала (преимущественно, карбонатных и кремнистых остатков планктона). Мощность медленно возрастает от нулевой в осевых зонах срединно-океанических хребтов до 1 км в глубоководных котловинах (чем дольше существует участок океанического дна, тем больше осадков успевает на нем накопиться). В непосредственной близости от континентов может резко возрастать (до 15 км) из-за сильного сноса осадочного материала с континентов.

Базальтовый и габбровый слои образуются в осевых зонах срединно-океанических хребтов и потом как единое целое отодвигаются в обе стороны в результате спрединга. Базальтовый слой подразделяется на верхнюю и нижнюю части. Верхняя часть состоит из базальтовых покровов, изливавшихся непосредственно на дно океана (в том числе, подушечные лавы). Могут присутствовать тонкие прослои осадочных пород. Нижняя часть состоит из вертикальных параллельных даек базальтового состава, служивших подводящими каналами для лав, излившихся на дно. Габбровый слой представлен кристаллическими магматическими породами, образовавшимися из тех же магм, что и вышележащие базальты, но не излившиеся на дно океана, а медленно кристаллизовавшиеся на некоторой глубине. В составе габбрового слоя иногда присутствуют ультраосновные породы.

Возраст океанической коры увеличивается в обе стороны от срединно-океанических хребтов по мере удаления от них. Это и было окончательно доказано в 70-е годы XX века, когда благодаря глубоководному бурению были получены образцы океанических базальтов из разных точек в Мировом Океане.

Максимальный возраст океанической коры, сохранившейся до настоящего времени составляет лишь 180 млн. лет. Более древняя океаническая кора к настоящему времени полностью поглощена в результате субдукции.

Возраст океанической коры можно определить и с помощью так называемых полосовых магнитных аномалий. Дело в том, что базальты, изливающиеся в зонах спрединга, содержат

ферромагнитный минерал магнетит Fe3O4, и поэтому намагничиваются в соответствии с направлением существующего в этот момент геомагнитного поля. Из-за того, что геомагнитное поле в ходе геологической истории многократно претерпевало инверсии, то есть резко меняло свою полярность, океанические базальты разного возраста намагничены то в прямом направлении

(соответствующем современному геомагнитному полю), то в обратном. Это находит отражение в отчетливо выраженном полосчатом характере магнитного поля в Мировом океане.

Так как инверсии геомагнитного поля происходят без какой-либо строгой периодичности, то каждому длительному интервалу времени свойственна своя неповторимая комбинация чередования периодов прямого и обратного поля, а значит и своя неповторимая комбинация соотношения ширины полос прямо и обратно намагниченных океанических базальтов. Благодаря этому, по соотношению ширины полос усиленного и ослабленного магнитного поля, измеренного на поверхности океана (надводными кораблями), можно однозначно судить о возрасте соответствующего участка океанического дна.

Океаническая кора развита не только в океанах, но и в окраинных морях (Японское, Берингово и др.). Крупным выходом океанической коры над уровнем моря является остров Исландия. Кроме того, она развита в глубоководных впадинах внутренних морей (Средиземное море), а её оторванные фрагменты могут встречаться на континентах в виде пород так называемой офиолитовой ассоциации.

Вопрос №25. Химический состав коры и Земли в целом. Понятие о кларках химических элементов.

Химический состав коры. Средний химический состав континентальной коры определен на основе осреднения данных многочисленных химических анализов для отдельных видов горных пород, и учета распространенности различных видов горных пород в составе континентальной коры. В принципе, аналогичным образом определён и средний состав океанической коры, только в океанической коре горные породы гораздо более однообразны, чем в континентальной. Средний состав мантии оценивается в первом приближении на основании сопоставления с каменной составляющей хондритовых метеоритов и учёта анализов так называемых мантийных ксенолитов, иногда встречающихся в базальтах и некоторых других магматических породах.

Тщательное определение средних содержаний всех известных химических элементов в составе континентальной коры было впервые выполнено американским геологом Ф. Кларком. В его честь средние содержания химических элементов в коре стали называть кларками химических элементов. Сравнивая содержание химических элементов в конкретных породах с их кларками, можно сделать вывод о том, обогащена или обеднена эта горная порода теми или иными химическими элементами по сравнению с корой в целом.

	Мантия	Кора океаническая	Кора континентальная
Кислород	45	45	47
Кремний	21	24	28
Магний	23	8	2
Железо	6	6	6
Кальций	2	7	4
Алюминий	2	7	8
Натрий	<1	2	2
Калий	<1	<1	2
Другие элементы	1	1	1

Как в мантии, так и в обоих типах коры резко преобладают кислород и кремний, которые в сумме составляют от 66 до 75%. Именно поэтому породы мантии и обоих типов коры состоят, в основном, из силикатных минералов, основу кристаллических решеток которых составляют атомы кислорода и кремния.

Из важнейших (породообразующих) элементов земная кора обогащена по сравнению с мантией кремнием, кальцием, алюминием, натрием и калием и резко обеднена магнием. Содержание железа в мантии и коре примерно одинаковое.

Химический состав Земли в целом. Средний состав Земли заведомо сильно отличается от среднего состава пород коры, доступных для непосредственных исследований, так как средняя плотность Земли 5,52 г/см³ значительно больше средней плотности средней плотности горных пород земной коры (2,8-3,0 г/см³). Поэтому оценка среднего состава Земли (и других планет земной группы) делается на основании состава метеоритов.

Планеты земной группы сформировались из материала идентичного каменной и металлической составляющих метеоритов, которые характеризуются значениями плотности 3,3 г/см³ и 7,8 г/см³, соответственно. Зная значения средней плотности планет земной группы, нетрудно рассчитать и соотношения каменного и металлического материала, мобилизованного на их формирование. Правда, в значения средней плотности планет, используемые в расчетах, необходимо ввести поправку на сжатие, которая тем больше, чем больше масса планеты. Так, для Земли средняя плотность с поправкой на сжатие составляет 4,09 г/см³. Из этого следует, что доля каменного материала в составе Земли составляет 68%, а металлического – 32%.

Далее можно рассчитать и модельный состав Земли в целом. Содержания всех химических элементов и в каменном, и в металлическом веществе хондритовых метеоритов известны. А значит, модельный состав Земли можно рассчитать через обыкновенные пропорции. Такой подход, правда, дает лишь самое первое приближение состава Земли. Более строгие оценки требуют учета неоднородности состава каменных и металлических частиц в разных частях протопланетного диска.

Вопрос №26. Основные элементы рельефа (строения) континентов и океанов: пассивные и активные окраины, окраинные моря, островные дуги, глубоководные желоба, срединно-океанические хребты, рифтовые долины, гайоты.

Пассивные окраины континентов. Образуются при расколе континентов. Континент и прилегающая часть океана принадлежат одной литосферной плите и движутся как единое целое. Характеризуется также отсутствием приводящих к складчатости напряжений сжатия, почти полным отсутствием сейсмичности и вулканизма. Широко развиты в Атлантическом океане, поэтому их также называют окраинами атлантического типа.

Характеризуются отсутствием интенсивных вертикальных движений земной коры, а только её медленным опусканием из-за постепенного охлаждения океанской коры и под тяжестью осадков, накапливающихся за счёт сноса с суши. Мощность осадков иногда бывает очень большой – до 10-15 км и даже более.

Рельеф суши на пассивных окраинах, как правило, выровненный, плавно переходящий в пологий шельф, который иногда может быть очень широким – до 1000 км и более (например, в российской Арктике). Глубина шельфа, как правило, до 200 м. В периоды усиления оледенения многие участки шельфа были сушей, поэтому на шельфах сохраняются реликтовые формы рельефа, как долины рек, террасы и т.п.

Далее расположен континентальный склон – область быстрого погружения дна океана от шельфа (глубины – первые сотни метров) к океаническим котловинам (глубины – от 3 до 6 километров). Перегиб шельфа называется бровкой шельфа. Ширина континентального склона – от десятков до нескольких сотен километров. Выположенную нижнюю часть склона называют подножьем континентального склона. Континентальный склон часто изрезан глубокими (до 1 км) каньонами, выработанными напротив устьев крупных рек или за счёт периодически срывающихя со склонов мутьевых потоков.

Активные окраины континентов, островные дуги и глубоководные желоба. Характеризуются интенсивными вертикальными движениями земной коры, сильными напряжениями сжатия приводящими к складчатости, очень высокой сейсмичностью и, как правило, интенсивным вулканизмом. Активные окраины связаны с зонами субдукции. Континент и прилегающая часть океана принадлежат разным литосферным плитам (океаническая погружается под континентальную). Широко развиты в Тихом океане, поэтому их также называли окраинами тихоокеанского типа.

Активные окраины могут быть разделены на два типа: андский и западно-тихоокеанский. В активных окраинах андского типа океаническая плита погружается непосредственно под континент. Непосредственно на краю континента располагаются высокие горные системы (например, Анды). В этих горных системах много вулканов. Шельф очень узкий (десятки километров). Далее расположен глубоководный желоб – узкая, длинная, параллельная берегу глубокая впадина, а потом уже – «нормальное» дно океанических котловин с глубинами не более 6 км.

В активных окраинах западно-тихоокеанского типа океаническая плита погружается не под континент, а под отстоящую от него на некотором расстоянии островную дугу. Между островной дугой и континентом может находиться довольно глубокое (до 4 км) море (например, Японское море между Японией и Азией). Островные дуги в таких случаях представляют собой фрагменты континентальной коры, немного отодвинутые от самого континента в сторону океана. При этом островные дуги имеют горный рельеф, тогда как собственно побережье континента в таких случаях может быть невысоким. На островных дугах много вулканов. Со стороны океана непосредственно к островным дугам примыкают параллельные им глубоководные желоба, за которыми уже идёт «нормальное» дно океанических котловин.

В тех случаях, когда происходит субдукция океанической плиты под океаническую, также образуются островные дуги и глубоководные желоба (например, Марианская островная дуга и Марианский желоб, где Тихоокеанская плита погружается под Филиппинскую). Островные дуги в этих случаях представляют собой просто цепочки изолированных вулканов, стоящих прямо на океаническом дне.

Почти все островные дуги расположены в западной части Тихого океана (за исключением Зондской дуги в Индийском океане, Карибской дуги и дуги Скоша в Атлантике).

Граница между литосферными плитами проходит по оси глубоководных желобов. Склон желоба со стороны континента всегда более крутой, чем со стороны океана. Глубина – до 11 км (Марианский желоб). Желоба могут быть в разной степени заполнены осадками – некоторые желоба почти лишены их, другие почти или даже полностью заполнены (это зависит от интенсивности сноса с ближайшей суши). Почти все глубоководные желоба имеют отчетливо дугообразную форму, причем своей выпуклостью желоб всегда направлен к погружающейся плите.

Срединно-океанические хребты. Возвышаются над уровнем дна океанических равнин в среднем на 3 км, изредка выступая над уровнем водной поверхности в виде островов (как правило, небольших, единственное исключение – Исландия). Средняя глубина срединно-океанических хребтов – около 2,5 км.

Срединно-океанические хребты образуют единую общепланетарную сеть общей протяженностью около 70 тысяч км. В Атлантическом и Индийском океанах срединно-океанические хребты действительно занимают срединное положение, тогда как в Тихом океане они расположены в его восточной части. Точки, где сходятся три срединно-океанических хребта называются тройными сочленениями.

Срединно-океанические хребты на самом деле являются очень пологими образованиями – угол наклона их склонов составляет лишь доли градуса. Характерная ширина хребтов – порядка тысячи километров. Опускание дна по мере удаления от оси хребта связано с постепенным остыванием литосферы и увеличением ее толщины за счет опускания верхней границы астеносферы. Чем дно древнее, тем оно и глубже. Вследствие этого, срединно-океанические хребты, характеризующиеся медленным спредингом, имеют более крутые склоны, чем те, которые характеризуются быстрым спредингом.

Все срединно-океанические хребты имеют в плане ступенчатую форму и состоят из сравнительно коротких сегментов зон спрединга, чередующихся с участками так называемых трансформных разломов. Сегменты зон спрединга чаще всего (хотя и не всегда) перпендикулярны трансформным разломам.

Длина сегментов спрединга может достигать нескольких сотен км и обычно она значительно превышает длину активных участков трансформных разломов. Однако, бывает и наоборот. Так, в центральной части Атлантики (между бразильским и западноафриканским выступами) длина активных участков трансформных разломов существенно больше, чем длина спрединговых сегментов. В некоторых случаях длина последних составляет лишь около 10 км.

Трансформные разломы прослеживаются и дальше на многие сотни и даже тысячи километров в стороны от срединно-океанических хребтов. Однако, за пределами участка, расположенного между двумя спрединговыми сегментами, они сейсмически пассивны – это своего рода «шрам», оставшийся на поверхности плиты.

Рифтовые долины. Срединно-океанические хребты на большей части своей протяженности имеют вдоль своих осей узкие и глубокие впадины, называемые рифтовыми долинами. Их ширина обычно составляет 10-20 км, а глубина вреза – около 2 км. Образование рифтовых долин связывают не с опусканием дна самих долин, а с дополнительным подъёмом их бортов, происходящим из-за того, что мантийные породы под этими бортами испытывают очень сильное разуплотнение в процессе серпентинизации, происходящей при взаимодействии с проникающей по трещинам океанической водой.

Рифтовые долины отсутствуют у тех срединно-океанических хребтов, которые характеризуются очень быстрым спредингом (например, Восточно-Тихоокеанский хребет). Это связано с тем, что для «быстрых» хребтов характерен очень обильный базальтовый магматизм. Быстрый спрединг – до 18 см/год. Медленный – обычно до 4 см/год.

Глубоководные котловины. Большую часть поверхности дна Мирового океана занимают глубоководные котловины – плоские или слабовсхолмлённые подводные равнины, в некоторых случаях простирающиеся на тысячи километров. Если осадки полностью нивелировали неровности рельефа базальтового фундамента, то рельеф плоский, если не полностью, то слабовсхолмлённый. Котловины отделяются друг от друга различными возвышенностями подводного рельефа.

Подводные горы. Помимо срединно-океанических хребтов на дне океана существует большое количество других подводных возвышенностей. Все или практически все из них имеют вулканическое происхождение и связаны с излияниями базальтов на дне океанов, которые происходили уже вне зон спрединга. Самые высокие из них могут выступать над уровнем моря в виде островов. К таким возвышенностям относятся:

- одиночные горы или группы гор (многие тысячи, особенно многочисленны в Тихом океане);

- цепочки гор, связанные с перемещением плит над горячими точками (пример – Гавайско-Императорская вулканическая цепь в Тихом океане);

- крупные вулканические поднятия, связанные с мощными мантийными струями (плюмами) (пример – плато Кергелен в Индийском океане).

Гайоты. По мере удаления от зоны спрединга, океаническое дно постепенно опускается, что связывают с постепенным остыванием литосферы и увеличением ее толщины за счет опускания верхней границы астеносферы. Чем дно древнее, тем оно и глубже. То, что океаническое дно действительно опускается с течением времени, подтверждается наличием так называемых гайотов - очень необычных плосковершинных подводных гор. Глубина, на которой в настоящее время находятся плоские вершины гайотов, иногда достигает 2,5 км. Гайоты представляют собой вулканы, когда-то выросшие на океаническом дне, и выступавшие над поверхностью воды (Рис. 14а). После затухания такого вулкана его рост прекращается, а надводная часть неизбежно срезается эрозионными процессами вплоть до уровня моря (Рис. 14б). Так, собственно, и образуется плосковершинный гайот, только на этой стадии его характерная плоская вершина еще находится примерно на уровне моря и представляет собой невысокий плоский остров. Однако дно океанов продолжает погружаться, и срезанный вулкан превращается в настоящий гайот, плоская вершина которого опускается все глубже и глубже по мере опускания океанического дна (Рис 14в). В условиях тропического климата на срезанном эрозией вулкане вырастают коралловые рифы, и образуется атолл. В благоприятных случаях неизбежное погружение его вулканической основы может в течение какого-то времени полностью компенсироваться бурным ростом его коралловой постройки (Рис. 14г).

Тема «ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ»

Билет №27. Важнейшие геотектонические гипотезы. Предпосылки возникновения тектоники литосферных плит.

Вопрос № 27

Важнейшие геотектонические гипотезы. Предпосылки возникновения тектоники литосферных плит.

Важнейшие гипотезы: