З чого складається Земля: внутрішня та зовнішня будова. Вулкани та землетруси

Астрономи вивчають космос, отримують інформацію про планети і зірки незважаючи на їх величезну віддаленість. При цьому на самій Землі не менше таємниць, ніж у Всесвіті. І сьогодні вчені не знають, що всередині нашої планети. Спостерігаючи, як виливається лава при виверженні вулкана, можна подумати, що всередині Земля теж розплавлена. Але це не так.

Ядро.Центральна частина земної кулі називається ядром (рис. 83). Його радіус складає близько 3500 км. Вчені вважають, що зовнішня частина ядра знаходиться в розплавлено-рідкому стані, а внутрішня - в твердому. Температура у ньому сягає +5 000 °С. Від ядра до Землі температура і тиск поступово знижуються.

Мантія.Ядро Землі вкрите мантією. Її товща становить приблизно 2900 км. Мантію, як і ядро, ніхто ніколи не бачив. Але припускають, що що ближче до центру Землі, то тиск у ній вищий, а температура — від кількох сотень до -2 500 °С. Вважають, що мантія тверда, але одночасно розжарена.

Земна кора.Поверх мантії наша планета вкрита корою. Це верхній твердий шар Землі. У порівнянні з ядром та мантією земна кора дуже тонка. Її товща становить лише 10-70 км. Але це та земна твердь, якою ми ходимо, те-кут річки, на ній побудовані міста.

Земна кора утворена різними речовинами. Вона складається з мінералів та гірських порід. Деякі з них вам вже відомі (граніт, пісок, глина, торф та ін.). Мінерали і гірські породи розрізняються за кольором, твердістю, будовою, температурою плавлення, розчинністю у воді та іншим властивостям. Багато хто з них людина широко використовується, наприклад як паливо, у будівництві, для отримання металів. Матеріал із сайту

Граніт

Пісок

Торф

Верхній шар земної кори видно у відкладеннях на схилах гір, крутих берегах річок, кар'єрах (рис. 84). А заглянути в глиб кори допомагають шахти і свердловини, які використовують для видобутку корисних копалин, наприклад, нафти і газу.

Склад глибинних оболонок Землі продовжує залишатися одним із найбільш інтригуючих питань сучасної науки, проте ще на початку ХХ століття сейсмологами Бено Гутенбергом і Г. Джеферсоном була розроблена модель внутрішнього устрою нашої планети, згідно з якою Земля складається з наступних шарів:

Ядро;
- мантія;
- земна кора.

Сучасний погляд на внутрішній устрій планети

У середині минулого століття на підставі останніх на той час сейсмологічних даних вчені дійшли висновку, що глибинні оболонки мають складніший пристрій. Тоді ж сейсмологи з'ясували, що земне ядро поділяється на внутрішнє та зовнішнє, а мантія складається із двох шарів: верхнього та нижнього.

Зовнішня оболонка землі

Земна кора - це не тільки самий верхній, найтонший, але й добре вивчений з усіх верств Його товщина (потужність) досягає максимальної позначки під горами (близько 70 км) і мінімальної - під водами світового океану (5-10 км), середня потужність земної кори під рівнинами коливається від 35 до 40 км. Перехід від земної кори до мантії називають кордоном Мохоровича чи Мохо.

Варто також відзначити, що земна кора разом із верхньою частиною мантії утворюють кам'яну оболонку Землі - літосферу, товщина якої коливається від 50 до 200 км.

Слідом за літосферою розташовується астеносфера – розм'якшений рідкий шар із підвищеною в'язкістю. На додаток до всього, саме цю складову земної поверхні називають джерелом вулканізму, тому що в ній розташовуються вогнища магми, що виливається в земну кору і поверхню.

У науці прийнято виділяти кілька видів земної кори

Материкова або континентальна поширюється в межах кордонів материків та шельфів, складається з базальтового, гранітно-гейсового та осадового шарів. Перехід гранітно-гейсового шару до базальтового називають кордоном Конрада.

Океанічна також складається з трьох частин: важкого базальтового, шару базальтових лав і щільних осадових порід та шару пухких осадових порід.

Субматерикова кора - перехідний тип, розташовується на периферії внутрішніх та під острівними дугами.

Субокеанічна кора подібна за своєю будовою до океанічної, особливо добре розвинена на території глибоководних частин морів і на великих глибинах океанічних жолобів.

Серединна геосфера

Мантія складає близько 83% від усього обсягу планети, що з усіх боків оточує земне ядро. У свою чергу, поділяється на два шари: твердий (кристалічний) і м'який (магма).

Глибинний шар планети Земля

Є найменш вивченим Достовірних відомостей про нього дуже мало, з повною впевненістю можна сказати лише те, що його діаметр складає близько 7 тисяч кілометрів. Вважається, що до складу земного ядра входить сплав нікелю та заліза. Варто також відзначити, що зовнішнє ядро планети має велику товщину і знаходиться в рідкому, в той час як внутрішнє - менше за товщиною і твердіше по консистенції. Від мантії земне ядро відокремлює так званий кордон Гуттенберг.

Земля на ранніх етапах формування була холодне космічне тіло, що містить всі відомі в природі хімічні елементи. Атмосфери та гідросфери тоді не існувало, поверхня планети була зовсім нежива. Але поступово за рахунок гравітаційних сил, енергії розпаду радіоактивних елементів та місячних припливів надра Землі почали розігріватися. Коли температура надр досягла рівня плавлення оксидів заліза та інших сполук, почалися активні процеси формування ядра та основних оболонок планети.

Загальним процесом формування оболонок Землі, згідно з гіпотезою академіка О.П. Виноградова, послужило зонне плавлення в мантії, що розташовується навколо ядра. При цьому тугоплавкі та важкі елементи занурювалися вниз, утворюючи та нарощуючи ядро, а легкоплавкі та легкі по масі елементи піднімалися вгору, утворюючи земну кору та літосферу.

Таким чином, Земля, як і інші планети, має оболонкову будову. Встановити внутрішню будову Землі вдалося сейсмічним шляхом дослідження (від грецьк. трясіння, коливання). При проходженні крізь тіло Землі сейсмічних хвиль (подовжніх і поперечних) швидкості їх на деяких глибинних рівнях помітно змінюються (причому стрибкоподібно), що свідчить про зміну властивостей середовища, що проходить хвилями. Сучасні уявлення про розподіл густини та тиску всередині Землі дано в таблиці.

Таблиця 3.1

Зміна щільності та тиску з глибиною всередині Землі

Глибина, км	Щільність, г/см 3	Тиск, млн. атм

З таблиці видно, що у центрі Землі щільність сягає 17,2 г/см 3 і що особливо різким стрибком (від 5,7 до 9,4) змінюється на глибині 2900 км, та був на глибині 5 тис. км. Перший стрибок дозволяє виділити щільне ядро, а другий - підрозділити це ядро на зовнішню (2900-5000 км) та внутрішню (від 5 тис. км до центру) частини.

Таблиця 3.2

Залежність швидкості поздовжніх та поперечних хвиль від глибини

Глибина, км	Швидкість поздовжніх хвиль, км/сек	Швидкість поперечних хвиль, км/сек

60 (згори)

2900 (зверху)
2900 (знизу)
5100 (зверху)
5100 (знизу)

Як видно з таблиці 3.2, є по суті два різкі переломи швидкостей: на глибині 60 км і на глибині 2900 км. Іншими словами чітко відокремлюються земна кора та внутрішнє ядро. У проміжному з-поміж них поясі, і навіть усередині ядра очевидна лише зміна темпу збільшення швидкостей. Видно також, що Земля до глибини 2900 км. перебуває у твердому стані, т.к. через цю товщу вільно проходять поперечні пружні хвилі (хвилі зсуву), які тільки можуть виникати і поширяться в твердій середовищі. Проходження поперечних хвиль крізь ядро не спостерігалося і це давало підстави вважати його рідким. Однак нові розрахунки показують, що модуль зсуву в ядрі невеликий, але все ж таки не дорівнює нулю (як це характерно для рідини) і, отже, ядро Землі ближче до твердого, ніж рідкого стану. Вочевидь, у разі поняття «твердого» і «рідкого» не можна ототожнювати з аналогічними поняттями, застосовуваними до агрегатним станам речовини наземної поверхні: всередині Землі панують високі температури і величезні тиску.

Таким чином, у внутрішній будові Землі виділяють земну кору, мантію та ядро.

Земна кора– перша оболонка твердого тіла Землі має потужність 30-40 км. За обсягом вона становить 1,2% обсягу Землі, масою – 0,4%, середня щільність дорівнює 2,7 г/см 3 . Складається переважно із гранітів; осадові породи у ній мають підлегле значення. Гранітна оболонка, у складі якої величезну роль відіграють кремній та алюміній, називається «сіалічною» («сіаль»). Від мантії земна кора відділена сейсмічним розділом, названим кордоном Мохо, На прізвище сербського геофізика А. Мохоровичіча (1857-1936), який відкрив цей «сейсмічний розділ». Цей кордон чіткий і спостерігається у всіх місцях Землі на глибинах від 5 до 90 км. Розділ Мохо не є просто кордоном між породами різного типу, а є площиною фазового переходу між еклогітами і габро мантії та базальтами земної кори. При переході з мантії в кору тиск падає так, що габро переходять у базальти (кремній, алюміній + магній – «сима» - силіцій + магній). Перехід супроводжується збільшенням обсягу на 15% і відповідно зменшенням щільності. Поверхня Мохо вважають нижньою межею земної кори. Важлива особливість цієї поверхні полягає в тому, що вона в загальних рисах є дзеркальним відображенням рельєфу земної поверхні: під океанами вона вище, під континентальними рівнинами нижче, під найбільш високими горами опускається найнижче (це так звані коріння гір).

Виділяють чотири типи земної кори, вони відповідають чотирьом найбільшим формам поверхні Землі. Перший тип називається материковим,його потужність 30-40 км., під молодими горами вона збільшується до 80 км. Цей тип земної кори відповідає у рельєфі материковим виступам (включається підводна окраїна материка). Найбільш поширений поділ її на три шари: осадовий, гранітний та базальтовий. Осадовий шартовщиною до 15-20 км, складний шаруватими опадами(переважають глини та глинисті сланці, широко представлені піщані, карбонатні та вулканогенні породи). Гранітний шар(потужність 10-15 км) складається з метаморфічних та вивержених кислих порід із вмістом кремнезему понад 65 %, близьких за своїми властивостями до граніту; найбільш поширені гнейси, гранодіорити та діорити, граніти, кристалічні сланці). Нижній шар, найбільш щільний, завтовшки 15-35 км, отримав назву базальтовогоза схожість із базальтами. Середня густина материкової кори 2,7 г/см 3 . Між гранітним і базальтовим шарами лежить кордон Конрада, названа на прізвище австрійського геофізика, що її відкрив. Назва шарів – гранітний та базальтовий – умовні, вони дані за швидкостями проходження сейсмічних хвиль. Сучасна назва верств дещо інша (Е.В. Хаїн, М.Г. Ломізе): другий шар називається гранітно-метаморфічним, т.к. власне гранітів у ньому майже немає, складний він гнейсами та кристалічними сланцями. Третій шар - гранулитобазитовий, його утворюють сильнометаморфізовані гірські породи.

Другий тип земної кори - Перехідний, або геосинклінальний -відповідає перехідним зонам (геосинкліналям). Розташовані перехідні зони біля східних берегів материка Євразії, східних і західних берегів Північної та Південної Америки. Мають таку класичну будову: улоговина окраїнного моря, острівні дуги та глибоководний жолоб. Під улоговинами морів та глибоководними жолобами немає гранітного шару, земна кора складається з осадового шару підвищеної потужності та базальтового. Гранітний шар утворюється тільки в острівних дугах. Середня потужність геосинклінального типу земної кори 15-30 км.

Третій тип – океанічназемна кора відповідає ложу океану, потужність кори 5-10 км. Має двошарову будову: перший шар – осадовий, утворений глинисто-кремністо-карбонатними породами; другий шар складається з повнокристалічних магматичних порід основного складу (габро). Між осадовим та базальтовим шарами виділяється проміжний шар, що складається з базальтових лав з прошарками осадових порід. Тому іноді говорять про тришарову будову океанічної кори.

Четвертий тип рифтогенназемна кора, вона притаманна серединно-океанічних хребтів, її потужність 1,5-2 км. У серединно-океанічних хребтах близько поверхні підходять породи мантії. Потужність осадового шару 1-2 км, базальтовий шар рифтових долинах виклинюється.

Існують поняття «земна кора» та «літосфера». Літосфера - кам'яна оболонка Землі, утворена земною корою та частиною верхньої мантії. Потужність її становить 150-200 км, обмежена астеносферою. Лише верхня частина літосфери називається земною корою.

Мантіяза обсягом становить 83% обсягу Землі та 68% її маси. Щільність речовини зростає до 5,7 г/см3. На кордоні з ядром температура збільшується до 3800 0 С, тиск – до 1,4 х 1011 Па. Виділяють верхню мантію до глибини 900 км та нижню – до 2900 км. У верхній мантії на глибині 150-200 км є астеносферний шар. Астеносфера(грец. asthenes – слабкий) – шар зниженої твердості та міцності у верхній мантії Землі. Астеносфера – основне джерело магми, у ній розташовуються осередки живлення вулканів і відбувається переміщення літосферних плит.

Ядрозаймає 16% обсягу та 31% маси планети. Температура в ньому досягає 5000 0 С, тиск – 37 х 10 11 Па, густина – 16 г/см 3 . Ядро ділиться на зовнішнє (до глибини 5100 км) та внутрішнє. Зовнішнє ядро – розплавлене, складається із заліза або металізованих силікатів, внутрішнє – тверде, залізонікелеве.

Від густини речовини залежить маса небесного тіла, маса визначає розміри Землі та силу тяжіння. Наша планета має достатні розміри та силу тяжкості, вона втримала гідросферу та атмосферу. У ядрі Землі відбувається металізація речовини, зумовлюючи утворення електричних струмів та магнітосфери.

Оболонкова будова Землі. Фізичний стан (щільність, тиск, температура), хімічний склад, рух сейсмічних хвиль у внутрішніх частинах Землі. Земний магнетизм. Джерела внутрішньої енергії планети. Вік Землі. Геохронологія.

Земля, як та інші планети, має оболонкову будову. При проходженні крізь тіло Землі сейсмічних хвиль (подовжніх і поперечних) швидкості їх на деяких глибинних рівнях помітно змінюються (причому стрибкоподібно), що свідчить про зміну властивостей середовища, що проходить хвилями. Сучасні уявлення про розподіл густини та тиску всередині Землі дано в таблиці.

Зміна щільності та тиску з глибиною всередині Землі

(С.В Калесник, 1955)

Глибина, км	Щільність, г/см 3	Тиск, млн. атм

Залежність швидкості поздовжніх та поперечних хвиль від глибини

Глибина, км	Швидкість поздовжніх хвиль, км/сек	Швидкість поперечних хвиль, км/сек

60 (згори)
60 (знизу)
2900 (зверху)
2900 (знизу)
5100 (зверху)
5100 (знизу)

Таким чином, є по суті два різкі переломи швидкостей: на глибині 60 км і на глибині 2900 км. Іншими словами чітко відокремлюються земна кора та внутрішнє ядро. У проміжному з-поміж них поясі, і навіть усередині ядра очевидна лише зміна темпу збільшення швидкостей. Видно також, що Земля до глибини 2900 км. перебуває у твердому стані, т.к. через цю товщу вільно проходять поперечні пружні хвилі (хвилі зсуву), які тільки можуть виникати і поширяться в твердій середовищі. Проходження поперечних хвиль крізь ядро не спостерігалося і це давало підстави вважати його рідким. Однак нові розрахунки показують, що модуль зсуву в ядрі невеликий, але все ж таки не дорівнює нулю (як це характерно для рідини) і, отже, ядро Землі ближче до твердого, ніж рідкого стану. Вочевидь, у разі поняття «твердого» і «рідкого» не можна ототожнювати з аналогічними поняттями, застосовуваними до агрегатним станам речовини наземної поверхні: всередині Землі панують високі температури і величезні тиску.

Таким чином, у внутрішній будові Землі виділяють земну кору, мантію та ядро.

Земна кора – перша оболонка твердого тіла Землі має потужність 30-40 км. За обсягом вона становить 1,2% обсягу Землі, масою – 0,4%, середня щільність дорівнює 2,7 г/см 3 . Складається переважно із гранітів; осадові породи у ній мають підлегле значення. Гранітна оболонка, у складі якої величезну роль відіграють кремній та алюміній, називається «сіалічною» («сіаль»). Від мантії земна кора відділена сейсмічним розділом, названим кордоном Мохо, Від прізвища сербського геофізика А. Мохоровичіча (1857-1936), який відкрив цей «сейсмічний розділ». Цей кордон чіткий і спостерігається у всіх місцях Землі на глибинах від 5 до 90 км. Розділ Мохо не є просто кордоном між породами різного типу, а є площиною фазового переходу між еклогітами і габро мантії та базальтами земної кори. При переході з мантії в кору тиск падає так, що габро переходять у базальти (кремній, алюміній + магній – «сима» - силіцій + магній). Перехід супроводжується збільшенням обсягу на 15% і відповідно зменшенням щільності. Поверхня Мохо вважають нижньою межею земної кори. Важлива особливість цієї поверхні полягає в тому, що вона в загальних рисах є дзеркальним відображенням рельєфу земної поверхні: під океанами вона вище, під континентальними рівнинами нижче, під найбільш високими горами опускається найнижче (це так звані коріння гір).

Існують поняття «земна кора» та «літосфера». Літосфера- Кам'яна оболонка Землі, утворена земною корою та частиною верхньої мантії. Потужність її становить 150-200 км, обмежена астеносферою. Лише верхня частина літосфери називається земною корою.

Мантія за обсягом становить 83% обсягу Землі та 68% її маси. Щільність речовини зростає до 5,7 г/см3. На кордоні з ядром температура збільшується до 3800 0 С, тиск – до 1,4 х 1011 Па. Виділяють верхню мантію до глибини 900 км та нижню – до 2900 км. У верхній мантії на глибині 150-200 км є астеносферний шар. Астеносфера(грец. asthenes – слабкий) – шар зниженої твердості та міцності у верхній мантії Землі. Астеносфера – основне джерело магми, у ній розташовуються осередки живлення вулканів і відбувається переміщення літосферних плит.

Ядро займає 16% обсягу та 31% маси планети. Температура в ньому досягає 5000 0 С, тиск – 37 х 10 11 Па, густина – 16 г/см 3 . Ядро ділиться на зовнішнє, до глибини 5100 км, та внутрішнє. Зовнішнє ядро – розплавлене, складається із заліза або металізованих силікатів, внутрішнє – тверде, залізонікелеве.

Навколо Землі існують різноманітні поля, найбільший вплив на ГО надають гравітаційне і магнітне.

Гравітаційне поле Землі – це полі сили тяжкості. Сила тяжіння – рівнодіюча сила між силою тяжіння та відцентровою силою, що виникає при обертанні Землі. Відцентрова сила досягає максимуму на екваторі, але й тут вона мала і становить 1/288 від сили тяжіння. Сила тяжіння землі переважно залежить від сили тяжіння, яку впливає розподіл мас всередині Землі і поверхні. Сила тяжіння діє повсюдно землі і спрямована на схилі до поверхні геоїду. Напруженість гравітаційного поля поступово зменшується від полюсів до екватора (на екваторі більша відцентрова сила), від поверхні вгору (на висоті 36 000 км дорівнює нулю) і поверхні вниз (у центрі Землі сила тяжкості дорівнює нулю).

Нормальним гравітаційним полемЗемлі називається таке, яке було б у Землі, якби вона мала форму еліпсоїда з рівномірним розподілом мас. Напруженість реального поля у конкретній точці відрізняється від нормального, виникає аномалія гравітаційного поля. Аномалії можуть бути позитивними та негативними: гірські хребти створюють додаткову масу і повинні викликати позитивні аномалії, океанічні западини, навпаки – негативні. Але насправді земна кора знаходиться в ізостатичній рівновазі.

Ізостазія (від грец. isostasios - рівний за вагою) - врівноважування твердої, відносно легкої земної кори більш важкої мантією. Теорія рівноваги було висунуто 1855 р. англійським ученим Г.Б. Ейрі. Завдяки ізостазії надлишку мас вище теоретичного рівня рівноваги відповідає недолік їх унизу. Це виявляється у тому, що у певної глибині (100-150 км) у шарі астеносфери речовина перетікає у місця, де є недолік мас лежить на поверхні. Тільки під молодими горами, де ще повністю компенсації не відбулося, спостерігаються слабкі позитивні аномалії. Однак рівновага безперервно порушується: в океанах відбувається відкладення наносів, під їхньою вагою дно океанів прогинається. З іншого боку, гори руйнуються, висота їх зменшується, отже, зменшується і маса.

Сила тяжіння створює фігуру Землі, вона є однією з провідних ендогенних сил. Завдяки їй випадають атмосферні опади, течуть річки, формуються горизонти підземних вод, спостерігаються схилові процеси. Силою тяжкості пояснюється максимальна висота гір; вважається, що на Землі не може бути гір вище 9 км. Сила тяжіння утримує газову та водну оболонки планети. Атмосферу планети залишають лише найлегші молекули – водню та гелію. Тиск мас речовини, що реалізується в процесі гравітаційної диференціації в нижній мантії, поряд із радіоактивним розпадом породжує теплову енергію - джерело внутрішніх (ендогенних) процесів, що перебудовують літосферу.

Тепловий режим поверхневого шару земної кори (в середньому до 30 м) має температуру, що визначається сонячним теплом. Це геліометричний шар, що зазнає сезонних коливань температури. Нижче ще більш тонкий горизонт постійної температури (близько 20 м), що відповідає середньорічній температурі місця спостереження. Нижче за постійний шар температура з глибиною наростає – геотермічний шар. Для кількісного визначення величини цього наростання двома взаємопов'язаними поняттями. Зміна температури при заглибленні в землю на 100 м називається геотермічним градієнтом(Коливається від 0,1 до 0,01 0 С/м і залежить від складу гірських порід, умов їх залягання), а відстань по схилу, на яку необхідно поглибитися, щоб отримати підвищення температури на 1 0 , називається геотермічним щаблем(Коливається від 10 до 100 м / 0 С).

Земний магнетизм - Властивість Землі, що зумовлює існування навколо неї магнітного поля, викликаного процесами, що відбуваються на межі ядро-мантія. Вперше у тому, що Земля – магніт, людство дізналося завдяки роботам У. Гільберта.

Магнітосфера – область навколоземного простору, заповнена зарядженими частинками, які у магнітному полі Землі. Вона відокремлена від міжпланетного простору магнітопаузою. Це зовнішня межа магнітосфери.

В основі утворення магнітного поля лежать внутрішні та зовнішні причини. Постійне магнітне поле утворюється завдяки електричним струмам, що виникають у зовнішньому ядрі планети. Сонячні корпускулярні потоки утворюють змінне магнітне поле Землі. Наочне уявлення про стан магнітного поля Землі дають магнітні карти. Магнітні карти складаються п'ятирічний термін – магнітну епоху.

Нормальне магнітне поле було б у Землі, якби вона була однорідно намагніченою кулею. Земля у першому наближенні є магнітний диполь – це стрижень, кінці якого мають протилежні магнітні полюса. Місця перетину магнітної осі диполя із земною поверхнею називаються геомагнітними полюсами. Геомагнітні полюси не збігаються з географічними та повільно рухаються зі швидкістю 7-8 км/год. Відхилення реального магнітного поля від нормального (теоретично розрахованого) називають магнітними аномаліями. Вони можуть бути світовими (Східно-Сибірський овал), регіональними (КМА) та локальними, пов'язаними з близьким заляганням до поверхні магнітних порід.

Магнітне поле характеризується трьома величинами: магнітним відхиленням, магнітним нахилом та напруженістю. Магнітне відмінювання- Кут між географічним меридіаном та напрямом магнітної стрілки. Відмінювання буває східним (+), якщо північний кінець стрілки компаса відхиляється на схід від географічного, і західним (-), коли стрілка відхиляється на захід. Магнітний спосіб- Кут між горизонтальною площиною та напрямком магнітної стрілки, підвішеної на горизонтальній осі. Нахилення позитивне, коли північний кінець стрілки дивиться вниз і негативне, якщо північний кінець спрямований вгору. Магнітний спосіб змінюється від 0 до 90 0 . Сила магнітного поля характеризується напруженістю.Напруженість магнітного поля невелика становить на екваторі 20-28 А/м, на полюсі – 48-56 А/м.

Магнітосфера має краплеподібну форму. На боці, зверненій до Сонця, її радіус дорівнює 10 радіусів Землі, на нічному боці під впливом «сонячного вітру» збільшується до 100 радіусів. Форма обумовлена впливом сонячного вітру, який натрапляючи на магнітосферу Землі, обтікає її. Заряджені частинки, досягаючи магнітосфери, починають рухатися магнітними силовими лініями і утворюють радіаційні пояси.Внутрішній радіаційний пояс складається з протонів, що має максимальну концентрацію на висоті 3500 км над екватором. Зовнішній пояс утворений електронами, тягнеться до 10 радіусів. У магнітних полюсів висота радіаційних поясів зменшується, тут виникають області, в яких заряджені частинки вторгаються в атмосферу, іонізуючи атмосферні гази і викликаючи полярні сяйва.

Географічне значення магнітосфери дуже велике: вона захищає Землю від корпускулярного сонячного та космічного випромінювання. З магнітними аномаліями пов'язаний пошук корисних копалин. Магнітні силові лінії допомагають орієнтуватися у просторі туристам, кораблям.

Вік Землі. Геохронологія.

Земля виникла як холодне тіло із скупчення твердих частинок і тіл, подібних до астероїдів. Серед частинок були радіоактивні. Потрапивши всередину Землі, вони розпадалися з виділенням тепла. Поки розміри Землі були невеликі, тепло легко йшло у міжпланетний простір. Але з наростанням обсягу Землі виробництво радіоактивного тепла почало перевищувати його витік, воно накопичувалося і розігрівало надра планети, наводячи в розм'якшене. Пластичний стан, який і відкрив можливості для гравітаційної диференціації речовини- Спливання більш легких мінеральних мас до поверхні і поступового опускання більш важких - до центру. Інтенсивність диференціації із глибиною згасала, т.к. у цьому напрямку у зв'язку зі збільшенням тиску зростала в'язкість речовини. Земне ядро був захоплене диференціацією, зберегло свій первозданний силікатний склад. Але різко ущільнилося через високий тиск, що перевищив мільйон атмосфер.

Вік Землі встановлюється за допомогою радіоактивного методу, застосовувати його можна лише до пород, що містять радіоактивні елементи. Якщо вважати, що весь аргон Землі – продукт розпаду калію-49, то вік Землі буде щонайменше 4 млрд. років. Підрахунки О.Ю. Шмідта дають ще більшу цифру – 7,6 млрд. років. В.І. Баранов для обчислення віку Землі взяв відношення між сучасними кількостями урану-238 та актиноурану (урану-235) у гірських породах та мінералах і отримав вік урану (речовини, з якого потім виникла планета) 5-7 млрд. років.

Отже, вік Землі визначається інтервалі 4-6 млрд. років. Історію розвитку земної поверхні вдається поки безпосередньо відновити загалом лише з тих часів, яких збереглися найдавніші гірські породи, тобто приблизно 3 – 3,5 млрд. років (Калесник С.В.).

Історію Землі зазвичай поділяють на два еона: криптозою(прихований і життя: немає останків скелетної фауни) та фанерозою(явний і життя) . Криптозою включає дві ери: архей та протерозою.Фанерозою охоплює останні 570 млн. років, у ньому виділяють палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери,які, у свою чергу, поділяються на періоди.Часто весь період до фанерозою називають докембрієм(Кембрій - перший період палеозойської ери).

Періоди палеозойської ери:

Періоди мезозойської ери:

Періоди кайнозойської ери:

Палеоген (епохи – палеоцен, еоцен, олігоцен)

Неоген (епохи – міоцен, пліоцен)

Четвертинний (епохи – плейстоцен та голоцен).

Висновки:

1.В основі всіх проявів внутрішнього життя Землі лежать перетворення теплової енергії.

2.У земній корі температура з віддаленням від поверхні зростає (геотермічний градієнт).

3.Теплота Землі має своїм джерелом розпад радіоактивних елементів.

4.Щільність речовини Землі з глибиною збільшується від 2,7 на поверхні до 17,2 у центральних частинах. Тиск у центрі Землі сягає 3 млн. атм. Щільність збільшується стрибкоподібно на глибинах 60 та 2900 км. Звідси висновок - Земля складається з концентричних оболонок, що обіймають один одного.

5.Земна кора складається переважно породами типу гранітів, що підстилаються породами типу базальтів. Вік землі визначається 4-6 млрд. років.

Будова Землі. Процеси, що відбуваються в глибинах Землі, впливають на утворення гірських порід, на землетруси та вулканічні виверження, на повільні коливання поверхні суші та морського дна та інші явища, що перетворюють географічну оболонку. Тому, вивчаючи фізичну географію, необхідно знати будову Землі та природу її внутрішніх верств.

При сучасних технічних засобах ми можемо безпосередньо спостерігати і вивчати глибинні шари Землі. Найглибша бурова свердловина на Землі не досягає 8 км.Існують проекти буріння до 10-15 км.Глибокі верстви вивчаються непрямими геофізичними методами, виходячи з яких можна будувати лише більш менш ймовірні гіпотези. Геофізичні методи ґрунтуються на вивченнях пружних коливань та фізичних полів Землі.

Найбільш важливим є сейсмічний метод, який за швидкістю поширення в Землі пружних хвиль, викликаних землетрусом або штучними вибухами, дає можливість судити про пружні властивості речовини, що залягає на тій чи іншій глибині, і опосередковано про інші властивості речовини. Сейсмічний метод ґрунтується на наступному.

Від місця механічного поштовху виходять хвилі стиснення - розтягнення (поздовжні) та хвилі зсуву (поперечні). Останні не виникають у рідині та газі. Сейсмічні хвилі проходять через земні глибини і, зустрічаючи своєму шляху середу з різними фізичними властивостями, заломлюються і змінюють швидкість поширення. Напрямок та швидкість поширення сейсмічних хвиль реєструються приладами - сейсмографами. З численних вимірів встановлено, що швидкість поширення сейсмічних хвиль змінюється стрибкоподібно певних глибинах. Це пов'язано насамперед зі стрибкоподібною зміною щільності шарів Землі.

Звідси можна зробити важливий висновок, що Земля має концентричну будову. Глибини різкої зміни швидкості хвиль називаються сейсмічними зонами поділу першого порядку.Перша зона розділу, яка називається зоною Мохоровичича, знаходиться на середній

глибині 33 км,друга - на середній глибині 2900 км.Ці зони ділять Землю на три основні шари: кору, мантію та ядро(Рис. 6). Глибини, у яких швидкості сейсмічних хвиль змінюються менш різко, називаються сейсмічними зонами розділу другого порядкуВони ділять мантію на верхню та нижню та ядро на зовнішнє та внутрішнє.

Кора – верхня тверда кам'яна оболонка Землі. Гірські породи, що становлять кору, включають усі хімічні елементи таблиці Менделєєва. Однак більшість елементів міститься у нікчемній кількості. Основними елементами кори є: Si, A1, з решти переважають Fe, Ca, Na, К і Mg.

Сейсмічні хвилі та гравіметричні дані вказують на зміну з глибиною фізичних властивостей гірських порід та на неоднорідність будови кори, яка відображається у планетарному рельєфі земної поверхні. За фізичними властивостями кору ділять на три шари: осадовий, гранітний та базальтовий.За потужністю та будовою виділяють два основні типи кори: материковий та океанічний; у проміжній смузі між ними кора перехідного типу. Материкова кора має середню товщину 35 км.Під давніми рівнинами її товщина 30 км,у гірських країнах її товщина коливається від 40 до 80 кмв залежності від походження та давнини гір. Товщина океанічної кори в середньому 5 км.

Материкова кора складається з трьох шарів: осадовий потужністю 0-15 км,гранітний середньою потужністю 10 кмта базальтовий середньою потужністю 20 км.Океанічна кора складається з двох шарів: осадовий потужністю менше 1 кмта базальтовий потужністю 4-5 км(Мал. 7). Гранітний шар складається переважно з граніту та інших про кислих порід, базальтовий - з базальту та інших про основних порід (див. геоморфологію). густина

кори збільшується із глибиною від 2,7 до 3,5 г/смм 3 . Температура у верхньому шарі Землі з глибиною зростає в середньому на 3° кожні 100 м. Земна кора поступово виплавлялася з речовини мантії у процесі тривалої фізико-хімічної та гравітаційної диференціації. При цьому виділилися гранітний і базальтовий шари земної кори, а осадовий шар виник пізніше в результаті їх руйнування. Вік земної кори у різних її ділянках неоднаковий.

У житті земної кори відбувається безперервне формування та розвиток великих прогинів та піднять. У рухомих так званих геосинклінальних зонах прогини і підняття мають подовжену форму порядку 50-100 км, а швидкість вертикального руху близько 1 см на рік. Амплітуда вертикальних рухів вимірюється у випадках багатьма кілометрами. Такі підняття та прогини призводять до контрастного розчленовування земної кори на великі форми рельєфу (гори та западини). У областях стабільних, про платформних, підняття і прогини мають округлі чи неправильні обриси, їх діаметр вимірюється сотнями кілометрів, а швидкість вертикальних рухів вимірюється частками міліметра на рік. Це області малих контрастів рельєфу. Причина описаних вертикальних рухів у мантії Землі.

Деякі невеликі підняття та опускання земної кори, що охоплюють малі площі, що вимірюються кількома кілометрами, і такі ж локальні деформації гірських порід у вигляді невеликих складок або неглибоких розривів викликаються процесами, що протікають у земній корі. Однією з таких процесів є гранітизація, тобто. перетворення осадових та метаморфічних порід на граніти шляхом їх переплавлення. При гранітизації відбувається збільшення обсягу порід на 10-15%. Граніти, що перебувають у пластичному стані, залягають у вигляді лінз пекла інших порід на глибині 10-15 км, опиняються в нестійкому стані; під вагою вищих порід вони вичавлюються з одних місць і нагнітаються в інші, викликаючи деформацію в заляганні шарів, що покривають.

Мантія - підкорова оболонка Землі, що відрізняється від кори головним чином фізичними параметрами. Вона складається з оксидів магнію, заліза та кремнію. Тиск у мантії, зростаючи з глибиною, досягає на межі ядра 1,3 млн. атмосфер Щільність мантії збільшується від 3,5 у верхніх шарах до 5,5 г/см 3 на межі ядра. Температура речовини мантії відповідно збільшується приблизно від 500 до 3800°. Незважаючи на високу температуру, мантія знаходиться в твердому стані. Кордон між верхньою та нижньою мантією знаходиться на глибині 900-1000 км відземної поверхні.

Верхня мантія складається з перидотиту - ультраосновної породи з підвищеним вмістом магнію та заліза та бідною кремнеземом. У верхній мантії виникають розриви, що супроводжуються зрушеннями: тут відбуваються процеси, що визначають стабільність одних та рухливість інших ділянок земної кори. На глибині 100-200 км під материками і 50-400 км під океанами розташована зона розм'якшення та відносної рухливості матеріалу-астеносфера, або хвилевід. Тут температура зростає швидше за щільність і може «наздогнати» точку плавлення. Достатньо невеликого зниження тиску, щоб речовина астеносфери розплавилася, утворюючи магму, і прямувала вгору. В результаті неодноразового просування магма вгору може вилитися на поверхню. Розлами у верхніх шарах мантії полегшують сплив магми - астенолітів. Вони визначають лінійне розташування спливаючих астенолітів. Одні астеноліти піднімаються до поверхні та утворюються всередині кори. Вони приносять із собою глибинне тепло та сильно прогріваючи кору, викликають у її породах явище метаморфізму аж до утворення гранітів. Активний приплив матеріалу та тепла з верхньої мантії у кору характерний для рухливих зон геосинкліналів. У міру вичерпання внутрішньої енергії в цьому місці рухливість кори слабшає, і геосинкліналь змінюється платформним станом порівняно з повільними вертикальними рухами кори. Однак через ще не встановлені причини може наступити нова «активізація» рухів у платформних областях.

Ядро - центральна частина Землі не зовсім ясної хімічної та фізичної природи. З початкуXXв. існує гіпотеза залізного ядра; її сучасна модифікація поділяється деякими геофізиками і сьогодні. Більше прихильників має гіпотеза силікатного ядра. Однак незалежно від складу хімічних елементів для ядра, через особливі фізичні умови, характерне повне виродження хімічних властивостей речовини. Температура ядра близько 4000 °, тиск у центрі Землі більше 3,5 млн. атмосфер. За таких умов речовина переходить у так звану металеву фазу, електронні оболонки атомів руйнуються та утворюється електронна плазма окремих хімічних елементів. Речовина стає більш щільною та насиченою вільними електронами. Величезні кільцеві вихори вільних електронів, що у ядрі, породжують, мабуть, постійне магнітне полі Землі.

Кордон між зовнішнім та внутрішнім ядром знаходиться на глибині близько 5000 км від поверхні Землі. Зовнішнє рідке ядро - через нього не проходять поперечні хвилі. Щільність зовнішнього ядра у верхній частині близько 10 г/см. Внутрішнє тверде ядро - поздовжні хвилі, проходячи черев нього, породжують в ньому поперечні хвилі. Щільність внутрішнього ядра сягає 13,7 г/см 3 .