Внутреннее строение земли земная кора рисунок. Строение нашей планеты

Верхний слой Земли, дающий жизнь обитателям планеты, - всего лишь тоненькая оболочка, покрывающая многокилометровые внутренние пласты. О скрытом строении планеты известно немногим больше, чем о космическом пространстве. Самая глубокая Кольская скважина, пробуренная в земной коре для изучения ее слоев, имеет глубину 11 тысяч метров, но это всего лишь четырехсотая часть расстояния до центра земного шара. Получить представление о происходящих внутри процессах и создать модель устройства Земли может лишь сейсмический анализ.

Внутренние и внешние слои Земли

Строение планеты Земля - это неоднородные слои внутренних и внешних оболочек, которые отличаются по составу и выполняемой роли, но тесно связаны между собой. Внутри земного шара расположены такие концентрические зоны:

• Ядро - радиусом 3500 км.
• Мантия - примерно 2900 км.
• Земная кора - в среднем 50 км.

Внешние слои земли составляют газовую оболочку, которую называют атмосферой.

Центр планеты

Центральная геосфера Земли - это ее ядро. Если поставить вопрос о том, какой слой Земли изучен практически меньше всех, то ответом будет - ядро. Точные данные о его составе, структуре и температуре получить не представляется возможным. Все сведения, которые публикуются в научных трудах, достигнуты путем геофизических, геохимических методов и математических расчетов и представлены широкой публике с оговоркой «предположительно». Как показывают результаты анализа сейсмических волн, земное ядро состоит из двух частей: внутренней и внешней. Внутреннее ядро - наиболее неизученная часть Земли, так как сейсмические волны не достигают его пределов. Внешнее ядро представляет собой массу из раскаленного железа и никеля, с температурой около 5 тысяч градусов, которая постоянно находится в движении и является проводником электричества. Именно с такими его свойствами связывают происхождение магнитного поля Земли. Состав внутреннего ядра, по мнению ученых, более разнообразен и дополнен еще и более легкими элементами - серой, кремнием, возможно, и кислородом.

Мантия

Геосферу планеты, которая соединяет центральный и верхний слои Земли, называют мантией. Именно этот слой составляет около 70 % массы земного шара. Нижняя часть магмы - это оболочка ядра, его внешняя граница. Сейсмический анализ показывает здесь резкий скачок в плотности и скорости продольных волн, что говорит о вещественном изменении состава породы. Состав магмы - смесь тяжелых металлов, в которых преобладают магний и железо. Верхняя часть слоя, или астеносфера, представляет собой подвижную, пластичную, мягкую массу с высокой температурой. Именно это вещество пробивается через земную кору и выплескивается на поверхность в процессе извержения вулканов.

Толщина слоя магмы в мантии от 200 до 250 километров, температура - около 2000 о С. От нижнего шара земной коры мантию отделяет слой Мохо, или граница Мохоровичича, сербского ученого, который определил резкое изменение скорости сейсмических волн в этой части мантии.

Жесткая оболочка

Как называется слой Земли, который является самым твердым? Это - литосфера, оболочка, которая связывает мантию и земную кору, находится она над астеносферой, и зачищает поверхностный слой от ее горячего влияния. Основная часть литосферы входит в состав мантии: из всей толщины от 79 до 250 км, на земную кору приходится 5-70 км, в зависимости от места расположения. Литосфера неоднородна, она разделена на литосферные плиты, которые находятся в постоянном медленном движении, то расходясь, то приближаясь друг к другу. Такие колебания литосферных плит называют тектоническим движением, именно быстрые их толчки вызывают землетрясения, расколы земной коры, выплескивание магмы на поверхность. Перемещение литосферных плит ведет к образованию желобов или возвышенностей, застывшая магма образует горные хребты. Плиты не имеют постоянных границ, они соединяются и разделяются. Территории поверхности Земли, над разломами тектонических плит - это места повышенной сейсмической активности, где чаще, чем в других происходят землетрясения, извержения вулканов, образуются полезные ископаемые. На данное время зафиксировано 13 литосферных плит, самые большие из них: Американская, Африканская, Антарктическая, Тихоокеанская, Индо-Австралийская и Евроазиатская.

Земная кора

По сравнению с другими слоями, земная кора - самый тонкий и хрупкий пласт из всей земной поверхности. Слой, в котором живут организмы, который наиболее других насыщен химическими веществами и микроэлементами, составляет всего 5 % общей массы планеты. Земная кора на планете Земля имеет две разновидности: континентальная или материковая и океаническая. Материковая кора более твердая, состоит из трех пластов: базальтового, гранитного и осадочного. Океаническое дно составляют базальтовый (основной) и осадочный слои.

• Базальтовые породы - это магматические окаменения, самые плотные из пластов земной поверхности.
• Гранитный слой - отсутствует под океанами, на суше может приближаться к толщине в несколько десятков километров гранитных, кристаллических и других подобных пород.
• Осадочный пласт образовался в процессе разрушения горных пород. В нем местами содержатся залежи полезных ископаемых органического происхождения: каменный уголь, поваренная соль, газ нефть, известняк, мел, соли калия и другие.

Гидросфера

Характеризуя слои поверхности Земли нельзя не упомянуть о жизненно важной водяной оболочке планеты, или гидросфере. Водный баланс на планете поддерживают океанические воды (основная водяная масса), подземные воды, ледники, материковые воды рек, озер и других водоемов. 97 % всей гидросферы приходится на соленую воду морей и океанов, и лишь 3 % - пресная питьевая вода, из которой основная масса находится в ледниках. Ученые предполагают, что количество воды на поверхности со временем будет увеличиваться за счет глубинных шаров. Гидросферные массы находятся в постоянном кругообороте, переходят из одного состояния в другое и тесно взаимодействуют с литосферой и атмосферой. Гидросфера оказывает большое влияние на все земные процессы, развитие и жизнедеятельность биосферы. Именно водяная оболочка стала средой для зарождения жизни на планете.

Почва

Самый тонкий плодородный слой Земли под названием почва, или грунт, вместе с водяной оболочкой имеет самую большую значимость для существования растений, животных и человека. Возник этот шар на поверхности в результате размывания горных пород, под действием органических процессов разложения. Перерабатывая остатки жизнедеятельности, миллионы микроорганизмов создали слой перегноя - самый благоприятный для посевов всевозможных наземных растений. Один из важных показателей высокого качества почвы - плодородие. Самыми плодородными считаются почвы с равным содержанием песка, глины и гумуса, или суглинки. Глинистые, каменистые и песчаные почвы относятся к наименее пригодным для земледелия.

Тропосфера

Воздушная оболочка Земли вращается вместе с планетой и неразрывно связана со всеми процессами, происходящими в земных пластах. Нижняя часть атмосферы через поры проникает глубоко в тело земной коры, верхняя постепенно соединяется с космосом.

Слои атмосферы Земли неоднородны по своему составу, плотности и температуре.

На расстоянии 10 - 18 км от земной коры простирается тропосфера. Эта часть атмосферы нагревается от земной коры и воды, поэтому с высотой становится все холоднее. Понижение температуры в тропосфере происходит приблизительно на полградуса каждые 100 метров, и в наивысших точках достигает от -55 до -70 градусов. Эта часть воздушного пространства занимает самую значительную долю - до 80 %. Именно здесь формируется погода, собираются бури, облака, формируются осадки и ветры.

Высокие слои

• Стратосфера - озоновый слой планеты, который поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца, не давая ему погубить все живое. Воздух в стратосфере разрежен. Озон сохраняет стабильную температуру в этой части атмосферы от - 50 до 55 о С. В стратосфере незначительная часть влаги, поэтому облака и осадки для нее не характерны, в отличие от значительных по скорости воздушных течений.
• Мезосфера, термосфера, ионосфера - воздушные слои Земли над стратосферой, в которых наблюдается снижение плотности и температуры атмосферы. Слой ионосферы - место возникновения свечения заряженных газовых частиц, которые именуют полярным сиянием.
• Экзосфера - сфера рассеивания газовых частиц, размытая граница с космосом.

Оболочечное строение Земли. Физическое состояние (плотность, давление, температура), химический состав, движение сейсмических волн во внутренних частях Земли. Земной магнетизм. Источники внутренней энергии планеты. Возраст Земли. Геохронология.

Земля, как и другие планеты, имеет оболочечное строение. При прохождении сквозь тело Земли сейсмических волн (продольных и поперечных) скорости их на некоторых глубинных уровнях заметно меняются (причем скачкообразно), что свидетельствует об изменении свойств проходимой волнами среды. Современные представления о распределении плотности и давления внутри Земли даны в таблице.

Изменение плотности и давления с глубиной внутри Земли

(С.В Калесник, 1955)

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

Зависимость скорости продольных и поперечных волн от глубины

Таким образом, имеется в сущности два резких перелома скоростей: на глубине 60 км и на глубине 2900 км. Иными словами отчетливо обособляются земная кора и внутреннее ядро. В промежуточном между ними поясе, а также внутри ядра налицо лишь изменение темпа увеличения скоростей. Видно также, что Земля до глубины 2900 км находится в твердом состоянии, т.к. через эту толщу свободно проходят поперечные упругие волны (волны сдвига), которые только и могут возникать и распространятся в твердой среде. Прохождение поперечных волн сквозь ядро не наблюдалось и это давало основания считать его жидким. Однако новейшие расчеты показывают, что модуль сдвига в ядре невелик, но все же не равен нулю (как это характерно для жидкости) и, стало быть, ядро Земли ближе к твердому, чем жидкому состоянию. Разумеется, в данном случае понятия «твердого» и «жидкого» нельзя отождествлять с аналогичными понятиями, применяемыми к агрегатным состояниям вещества наземной поверхности: внутри Земли господствуют высокие температуры и огромные давления.

Таким образом, во внутреннем строении Земли выделяют земную кору, мантию и ядро.

Земная кора – первая оболочка твердого тела Земли, имеет мощность 30-40 км. По объему она составляет 1,2% объема Земли, по массе – 0,4%, средняя плотность равна 2,7 г/см 3 . Состоит преимущественно из гранитов; осадочные породы в ней имеют подчиненное значение. Гранитная оболочка, в составе которой огромную роль играют кремний и алюминий, называется «сиалической» («сиаль»). От мантии земная кора отделена сейсмическим разделом, названнымграницей Мохо , от фамилии сербского геофизика А. Мохоровичича (1857-1936), открывшего этот «сейсмический раздел». Эта граница четкая и наблюдается во всех местах Земли на глубинах от 5 до 90 км. Раздел Мохо не является просто границей между породами различного типа, а представляет собой плоскость фазового перехода между эклогитами и габбро мантии и базальтами земной коры. При переходе из мантии в кору давление так падает, что габбро переходят в базальты (кремний, алюминий + магний – «сима» - силиций+магний). Переход сопровождается увеличением объема на 15% и, соответственно, уменьшением плотности. Поверхность Мохо считают нижней границей земной коры. Важная особенность этой поверхности состоит в том, что она в общих чертах представляет собой как бы зеркальное отражение рельефа земной поверхности: под океанами она выше, под континентальными равнинами ниже, под наиболее высокими горами опускается ниже всего (это так называемые корни гор).

Выделяют четыре типа земной коры, они соответствуют четырем наиболее крупным формам поверхности Земли. Первый тип называется материковым, его мощность 30-40 км, под молодыми горами она увеличивается до 80 км. Этот тип земной коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление ее на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Осадочный слой , толщиной до 15-20 км, сложен слоистыми осадками (преобладают глины и глинистые сланцы, широко представлены песчаные, карбонатные и вулканогенные породы). Гранитный слой (мощность 10-15 км) состоит из метаморфических и изверженных кислых пород с содержанием кремнезема свыше 65 %, близких по своим свойствам к граниту; наиболее распространены гнейсы, гранодиориты и диориты, граниты, кристаллические сланцы). Нижний слой, наиболее плотный, толщиной 15-35 км, получил название базальтового за сходство с базальтами. Средняя плотность материковой коры 2,7 г/см 3 . Между гранитным и базальтовым слоями лежит граница Конрада, названная по фамилии открывшего ее австрийского геофизика. Название слоев – гранитный и базальтовый – условны, они даны по скоростям прохождения сейсмических волн. Современное название слоев несколько иное (Е.В. Хаин, М.Г. Ломизе): второй слой называется гранитно-метаморфическим, т.к. собственно гранитов в нем почти нет, сложен он гнейсами и кристаллическими сланцами. Третий слой – гранулитобазитовый, его образуют сильнометаморфизованные горные породы.

Второй тип земной коры – переходный, или геосинклинальный – соответствует переходным зонам (геосинклиналям). Расположены переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки. Имеют следующее классическое строение: котловина окраинного моря, островные дуги и глубоководный желоб. Под котловинами морей и глубоководными желобами нет гранитного слоя, земная кора состоит из осадочного слоя повышенной мощности и базальтового. Гранитный слой появляется только в островных дугах. Средняя мощность геосинклинального типа земной коры 15-30 км.

Третий тип – океаническая земная кора, соответствует ложу океана, мощность коры 5-10 км. Имеет двухслойное строение: первый слой – осадочный, образован глинисто-кремнисто-карбонатными породами; второй слой состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой, состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры.

Четвертый тип – рифтогенная земная кора, она характерна для срединно-океанических хребтов, ее мощность 1,5-2 км. В срединно-океанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Мощность осадочного слоя 1-2 км, базальтовый слой в рифтовых долинах выклинивается.

Существуют понятия «земная кора» и «литосфера». Литосфера – каменная оболочка Земли, образованная земной корой и частью верхней мантии. Мощность ее составляет 150-200 км, ограничена астеносферой. Только верхняя часть литосферы называется земной корой.

Мантия по объему составляет 83% объема Земли и 68% ее массы. Плотность вещества возрастает до 5,7 г/см 3 . На границе с ядром температура увеличивается до 3800 0 С, давление – до 1,4 х 10 11 Па. Выделяют верхнюю мантию до глубины 900 км и нижнюю – до 2900 км. В верхней мантии на глубине 150-200 км присутствует астеносферный слой. Астеносфера (греч. asthenes – слабый) – слой пониженной твердости и прочности в верхней мантии Земли. Астеносфера – основной источник магмы, в ней располагаются очаги питания вулканов и происходит перемещение литосферных плит.

Ядро занимает 16% объема и 31% массы планеты. Температура в нем достигает 5000 0 С, давление – 37 х 10 11 Па, плотность – 16 г/см 3 . Ядро делится на внешнее, до глубины 5100 км, и внутреннее. Внешнее ядро – расплавленное, состоит из железа или металлизованных силикатов, внутреннее – твердое, железоникелевое.

От плотности вещества зависит масса небесного тела, масса определяет размеры Земли и силу тяжести. Наша планета имеет достаточные размеры и силу тяжести, она удержала гидросферу и атмосферу. В ядре Земли происходит металлизация вещества, обусловливая образование электрических токов и магнитосферы.

Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее существенное влияние на ГО оказывают гравитационное и магнитное.

Гравитационное поле на Земле – это поле силы тяжести. Сила тяжести – равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет 1/288 от силы тяжести. Сила тяжести на земле в основном зависит от силы притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс внутри Земли и на поверхности. Сила тяжести действует повсеместно на земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от поверхности вверх (на высоте 36 000 км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).

Нормальным гравитационным полем Земли называется такое, которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с равномерным распределением масс. Напряженность реального поля в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу и должны бы вызвать положительные аномалии, океанические впадины, наоборот – отрицательные. Но на самом деле земная кора находится в изостатическом равновесии.

Изостазия (от греч. isostasios – равный по весу) – уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г. английским ученым Г.Б. Эйри. Благодаря изостазии избытку масс выше теоретического уровня равновесия соответствует недостаток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине (100-150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где еще полностью компенсация не произошла, наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение наносов, под их тяжестью дно океанов прогибается. С другой стороны, горы разрушаются, высота их уменьшается, значит уменьшается и масса.

Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из ведущих эндогенных сил. Благодаря ей выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть гор выше 9 км. Сила тяжести удерживает газовую и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы – водорода и гелия. Давление масс вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию – источник внутренних (эндогенных) процессов, перестраивающих литосферу.

Тепловой режим поверхностного слоя земной коры (в среднем до 30 м) имеет температуру, определяемую солнечным теплом. Это гелиометрический слой , испытывающий сезонные колебания температуры. Ниже – еще более тонкий горизонт постоянной температуры (около 20 м), соответствующий среднегодовой температуре места наблюдения. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает – геотермический слой . Для количественного определения величины этого нарастания двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом (колеблется от 0,1 до 0,01 0 С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания), а расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1 0 , называется геотермической ступенью (колеблется от 10 до 100 м/ 0 С).

Земной магнетизм – свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызванного процессами, происходящими на границе ядро-мантия. Впервые о том, что Земля – магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта.

Магнитосфера – область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы.

В основе образования магнитного поля лежат внутренние и внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благодаря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Магнитные карты составляются на пятилетний срок – магнитную эпоху.

Нормальное магнитное поле было бы у Земли, будь она однородно намагниченным шаром. Земля в первом приближении представляет собой магнитный диполь – это стержень, концы которого имеют противоположные магнитные полюса. Места пересечения магнитной оси диполя с земной поверхностью называются геомагнитными полюсами . Геомагнитные полюсы не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7-8 км/год. Отклонения реального магнитного поля от нормального (теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (КМА) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.

Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью. Магнитное склонение - угол между географическим меридианом и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к востоку от географического, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Магнитное наклонение - угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до 90 0 . Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая составляет на экваторе 20-28 А/м, на полюсе – 48-56 А/м.

Магнитосфера имеет каплевидную форму. На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли, на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов. Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов, имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до 10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и вызывая полярные сияния.

Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться в пространстве туристам, кораблям.

Возраст Земли. Геохронология.

Земля возникла как холодное тело из скопления твердых частиц и тел, подобных астероидам. Среди частиц были и радиоактивные. Попав внутрь Земли, они там распадались с выделением тепла. Пока размеры Земли были невелики, тепло легко уходило в межпланетное пространство. Но с нарастанием объема Земли производство радиоактивного тепла стало превышать его утечку, оно накапливалось и разогревало недра планеты, приводя их в размягченное. Пластическое состояние, которое и открыло возможности для гравитационной дифференциации вещества – всплывания более легких минеральных масс к поверхности и постепенного опускания более тяжелых – к центру. Интенсивность дифференциации с глубиной затухала, т.к. в этом же направлении в связи с увеличением давления возрастала вязкость вещества. Земное ядро не было захвачено дифференциацией, сохранило свой первозданный силикатный состав. Но резко уплотнилось из-за высочайшего давления, превысившего миллион атмосфер.

Возраст Земли устанавливается с помощью радиоактивного метода, применять его можно только к породам, содержащим радиоактивные элементы. Если считать, что весь аргон на Земле – продукт распада калия-49, то возраст Земли будет не менее 4 млрд. лет. Подсчеты О.Ю. Шмидта дают еще более высокую цифру – 7,6 млрд. лет. В.И. Баранов для исчисления возраста Земли взял отношение между современными количествами урана-238 и актиноурана (урана-235) в горных породах и минералах и получил возраст урана (вещества, из которого потом возникла планета) 5-7 млрд. лет.

Таким образом, возраст Земли определяется в интервале 4-6 млрд. лет. Историю развития земной поверхности удается пока непосредственно восстановить в общих чертах лишь начиная с тех времен, от которых сохранились древнейшие горные породы, т.е примерно за 3 – 3,5 млрд. лет (Калесник С.В.).

Историю Земли обычно делят на два эона: криптозой (скрытый и жизнь: нет останков скелетной фауны) и фанерозой (явный и жизнь). Криптозой включает две эры: архей и протерозой. Фанерозой охватывает последние 570 млн. лет, в нем выделяют палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры, которые, в свою очередь, делятся на периоды. Часто весь период до фанерозоя называют докембрием (кембрий – первый период палеозойской эры).

Периоды палеозойской эры:

Периоды мезозойской эры:

Периоды кайнозойской эры:

Палеоген (эпохи – палеоцен, эоцен, олигоцен)

Неоген (эпохи – миоцен, плиоцен)

Четвертичный (эпохи – плейстоцен и голоцен).

Выводы:

1.В основе всех проявлений внутренней жизни Земли лежат преобразования тепловой энергии.

2.В земной коре температура с удалением от поверхности возрастает (геотермический градиент).

3.Теплота Земли имеет своим источником распад радиоактивных элементов.

4.Плотность вещества Земли с глубиной увеличивается от 2,7 на поверхности до 17,2 в центральных частях. Давление в центре Земли достигает 3 млн. атм. Плотность увеличивается скачкообразно на глубинах 60 и 2900 км. Отсюда вывод – Земля состоит из объемлющих друг друга концентрических оболочек.

5.Земная кора слагается преимущественно породами типа гранитов, которые подстилаются породами типа базальтов. Возраст земли определяется в 4-6 млрд. лет.

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами , главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary - первичные ), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary - вторичные ). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.

Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты - если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км.

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км . На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга , хотя это название и не является официальным.

Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км , делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора , ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой , состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная , или кристаллическая , кора , образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя. Верхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км. В её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» - сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на два слоя. Верхний слой - подкоровая мантия - простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей. Как следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» - слабый и «sphair» - сфера ); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone . Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом . м).

Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы - твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.

Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии , отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Основная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.

Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см 3 ; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см 3 . В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см 3 в подкоровой части до 5,5 г/см 3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см 3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см 3 - происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см 3 .

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:

сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);

различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*10 9 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.

Температура. Источники тепловой энергии

Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0 С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0 С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0 С/км и колеблется от 200 0 С/км в областях современного активного магматизма до 5 0 С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0 С/км, а в мантии – менее 1 0 С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации , т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло , возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 10 –4 %, в осадочных породах – 3,2 10 –4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 10 –7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло , сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы , обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0 С, на глубине 410 км – 1500 0 С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0 С, на глубине 5150 км – 3300 0 С, в центе Земли – 3400 0 С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 90 0) и наименьшим на экваторе (7-8 0).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe 2 O 4), гематит (Fe 2 O 3), ильменит (FeTiO 2), пирротин (Fe 1-2 S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию - изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака. Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.

Наша планета имеет несколько оболочек, является третьей от Солнца, по размерам занимает пятое место. Предлагаем вам ближе познакомиться с нашей планетой, изучить в разрезе. Для этого разберем каждый ее слой отдельно.

Оболочки

Известно, что Земля имеет три оболочки:

• Атмосфера.
• Литосфера.
• Гидросфера.

Даже по названию нетрудно догадаться, что первая имеет воздушное происхождение, вторая - это твердая оболочка, а третья - водная.

Атмосфера

Это газовая оболочка нашей планеты. Ее особенность в том, что она простирается на тысячи километров над уровнем земли. Состав ее изменяется исключительно человеком и не в лучшую сторону. Каково значение атмосферы? Это как бы наш защитный купол, защищающий планету от разного космического мусора, который в большей мере сгорает в данном слое.

Защищает от пагубного воздействия ультрафиолета. Но, как известно, существуют появившиеся исключительно в результате жизнедеятельности людей. Благодаря этой оболочке у нас комфортная температура и влажность. Большое разнообразие живых существ - это тоже ее заслуга. Давайте рассмотрим строение по слоям. Выделим наиболее важные и значимые из них.

Тропосфера

Это нижний слой, он же самый плотный. Именно сейчас вы находитесь в нем. Геономия, наука о строении Земли, занимается изучением данного слоя. Его верхний предел варьируется от семи до двадцати километров, при этом чем выше температура, тем шире слой. Если рассматривать строение Земли в разрезе на полюсах и на экваторе, то он будет заметно отличаться, на экваторе он гораздо шире.

Что еще важного можно сказать о данном слое? Именно здесь происходит круговорот воды, формируются циклоны и антициклоны, генерируется ветер, если говорить обобщенно, то происходят все процессы, связанные с погодой и климатом. Очень интересное свойство, распространяющееся только на Тропосферу, если подняться на сто метров, то температура воздуха упадет примерно на один градус. За пределами данной оболочки закон действует с точностью наоборот. Есть одно место между тропосферой и стратосферой, где температура не меняется - тропопауза.

Стратосфера

Так как мы рассматриваем происхождение и строение Земли, то не можем пропустить слой стратосферы, название которого в переводе и имеет значение "слой" или "настил".

Именно в этом слое летают пассажирские лайнеры и сверхзвуковые самолеты. Отметим, что воздух здесь очень разряженный. Температура изменяется с набором высоты от минус пятидесяти шести до нуля, это продолжается до самой стратопаузы.

Есть ли там жизнь?

Как бы это парадоксально ни звучало, но в 2005 году в стратосфере обнаружили формы жизни. Это является неким доказательством теории происхождения жизни нашей планеты, занесенной из космоса.

Но, возможно, это мутировавшие бактерии, которые забрались на такие рекордные высоты. Какой бы ни была правда, удивляет одно: ультрафиолет никак не вредит бактериям, хотя в первую очередь погибают именно они.

Озоновый слой и мезосфера

Изучая строение Земли в разрезе, мы можем заметить всем знаменитый озоновый слой. Как уже говорилось ранее, именно он является нашим щитом от ультрафиолетового излучения. Давайте разберемся, откуда он взялся. Как ни странно, но его создали сами жители планеты. Мы знаем, что растения вырабатывают кислород, который необходим нам для дыхания. Он поднимается по толщам атмосферы, когда встречается с ультрафиолетовым излучением, то вступает в реакцию, в итоге из кислорода получается озон. Удивительно одно: ультрафиолет участвует в производстве озона и уберегает от него же жителей планеты Земля. Кроме того, в результате реакции атмосфера вокруг нагревается. Еще очень важно знать, что озоновый слой граничит с мезосферой, за его пределами жизни нет и быть не может.

Что касается следующего слоя, то он менее изучен, так как передвигаться по данному пространству могут только ракеты или самолеты с ракетными двигателями. Температура здесь доходит до минус ста сорока градусов по Цельсию. Когда изучается строение Земли в разрезе, для детей этот слой наиболее интересен, потому что именно благодаря ему мы видим такие явления, как звездопад. Интересен и тот факт, что ежедневно на Землю выпадает до ста тонн космической пыли, но она настолько мелкая и легкая, что на ее оседание может потребоваться до месяца.

Существует мнение, что эта пыль может вызывать дождь, подобно выбросам после ядерного взрыва или вулканическому пеплу.

Термосфера

Ее мы обнаружим на высоте от восьмидесяти пяти до восьмисот километров. Отличительная черта - высокая температура, тем не менее воздух очень разряженный, именно этим пользуется человек, когда запускает спутники. Молекул воздуха попросту не хватает для того, чтобы нагреть физическое тело.

Термосфера является источником северного сияния. Очень важно: сто километров - это официальная граница атмосферы, хоть явных признаков и нет. Полеты за этой чертой не невозможны, но очень затруднительны.

Экзосфера

Рассматривая в разрезе, последним внешним мы увидим эту оболочку. Она располагается на высоте более восьмисот километров над землей. Для этого слоя характерно то, что атомы могут легко и беспрепятственно улетать в просторы открытого космоса. Считается, что этим слоем и заканчивается атмосфера нашей планеты, высота от - примерно две-три тысячи километров. Недавно было обнаружено следующее: частицы, ускользнувшие из экзосферы, образуют купол, который располагается примерно на высоте до двадцати тысяч километров.

Литосфера

Это твердая оболочка Земли, имеет толщину от пяти до девяноста километров. Как и атмосферу, ее создают вещества, высвобождающиеся из верхней мантии. Стоит обратить внимание на то, что ее формирование продолжается и по сей день, в основном это происходит на дне океана. Основа литосферы - это кристаллы, образующиеся после охлаждения магмы.

Гидросфера

Это водная оболочка нашей земли, стоит отметить, что вода покрывает более семидесяти процентов всей планеты. Всю воду на Земле принято делить на:

• Мировой океан.
• Поверхностные воды.
• Подземные воды.

Всего на планете Земля более 1300 миллионов километров кубических воды.

Земная кора

Итак, каково строение земли? Она имеет три составные части: атмосферу, литосферу и гидросферу. Предлагаем разобрать, как выглядит Земная кора. Внутреннее строение Земли представлено следующими слоями:

• Кора.
• Геосфера.
• Ядро.

Кроме всего, Земля обладает гравитационным, магнитным и электрическим полями. Геосферами можно назвать: ядро, мантию, литосферу, гидросферу, атмосферу и магнитосферу. Они отличаются плотностью веществ, которые их составляют.

Ядро

Отметим, что чем плотнее составляющее вещество, тем ближе к центру планеты оно находится. То есть можно утверждать, что самая плотная материя нашей планеты - это ядро. Как известно, оно состоит из двух частей:

• Внутреннего (твердого).
• Внешнего (жидкого).

Если брать полностью все ядро, то радиус будет составлять примерно три с половиной тысячи километров. Внутренняя часть является твердой, так как там больше давление. Температура достигает четырех тысяч градусов по Цельсию. Состав внутреннего ядра - это загадка для человечества, но существует предположение, что оно состоит из чистого никелистого железа, а вот жидкая его часть (внешняя) состоит из железа с примесями никеля и серы. Именно жидкая часть ядра объясняет нам наличие магнитного поля.

Мантия

Как и ядро, она состоит из двух частей:

• Нижняя мантия.
• Верхняя мантия.

Мантийный материал можно изучить, благодаря мощным тектоническим поднятиям. Можно утверждать, что она находится в кристаллическом состоянии. Температура достигает двух с половиной тысяч градусов по Цельсию, но почему же оно не плавится? Благодаря сильнейшему давлению.

В жидком состоянии находится только астеносфера, при этом литосфера плавает в этом слое. Она обладает удивительной особенностью: при непродолжительных нагрузках она твердая, а при длительных - пластичная.

Вспомните! Что вы знаете о внутреннем строении Земли, о типах строения земной коры? Что такое платформы и геосинклинали? В чем различия древних и молодых платформ? По карте «Строение земной коры» в атласе «География материков и океанов» определите закономерности расположения древних платформ и складча­тых поясов разного возраста. Что вы знаете о рельефе, горах и равнинах, под влиянием каких процессов формируется рельеф Земли?

Земля имеет сложное внутреннее строение. О строении Земли судят главным образом на основании сейсмических данных - по скорости прохождения волн, возникающих при землетрясениях. Непосредственные наблюдения возможны лишь на небольшую глу­бину: самые глубокие скважины прошли чуть более 12 км земной толщи (Кольская сверхглубокая).

В строении Земли выделяют три основных слоя (рис. 15): земную кору, мантию и ядро.

Рис. 15. Внутреннее строение Земли:

1 - земная кора, 2 - мантия, 3 - астеносфера, 4 - ядро

Земная кора в масштабе Земли это тонкая пленка. Ее средняя мощность около 35 км.

Мантия распространяется до глубины 2900 км. Внутри мантии на глубине 100-250 км под континентами и 50-100 км под океанами начинается слой повышенной пластичности вещества, близ­кой к плавлению, так называе­мая астеносфера. Подошва астеносферы находится на глубинах порядка 400 км. Земная кора вместе с верх­ним твердым слоем мантии над астеносферой называет­ся литосферой (от греч. lithos - камень). Литосфера в отличие от астеносферы относительно хрупкая обо­лочка. Она разбита глубинными разломами на крупные блоки, называемые литосферньши плитами. Плиты медленно перемеща­ются по астеносфере в горизонтальном направлении.

Ядро находится на глубинах от 2900 до 6371 км, т. е. радиус ядра занимает более половины радиуса Земли. Предполагают, по данным сейсмологии, что во внешней части ядра вещества нахо­дятся в расплавленном подвижном состоянии и что в нем из-за вращения планеты возникают электрические токи, которые созда­ют магнитное поле Земли; внутренняя часть ядра - твердая.

С глубиной нарастает давление и температура, которая в ядре, по расчетам, около 5000°С.

Слои Земли имеют разный вещественный состав, что связывают с дифференциацией первичного холодного вещества планеты в условиях его сильного разогрева и частичного расплавления. Предполагают, что при этом более тяжелые элементы (железо, никель и др.) «тонули», а относительно легкие (кремний, алюми­ний) «всплывали». Первые образовали ядро, вторые - земную ко­ру. Из расплава одновременно выделялись газы и пары воды, кото­рые сформировали первичную атмосферу и гидросферу.

Возраст Земли и геологическое летосчисление

Абсолютный возраст Земли, по современным представлениям, принимается равным 4,6 млрд. лет. Возраст древнейших пород Земли - гранито-гнейсов, обнаруженных на суше, около 3,8- 4,0 млрд. лет.

О событиях геологического прошлого в их хронологической последовательности дает представление единая международная геохронологическая шкала (табл. 1). Ее основными временными подразделениями являются эры: архейская, протерозойская, пале­озойская, мезозойская, кайнозойская. Древнейший интервал геологического времени, включающий архей и протерозой, называ­ется докембрием. Он охватывает громадный период времени - почти 90 % всей геологической истории Земли. Далее выделена палеозойская («древняя жизнь») эра (от 570 до 225-230 млн. лет назад), мезозойская («средняя жизнь») эра (от 225-230 до 65-67 млн. лет назад) и кайнозойская («новая жизнь») эра (от 65-67 млн. лет назад до наших дней). Внутри эр выделяются меньшие временные отрезки - периоды.

Н. Келдер в книге «Беспокойная Земля» (М., 1975) для наг­лядного представления о геологическом времени дает такое инте­ресное сравнение: «Если мы условно примем мегастолетие (10 8 лет) за один год, то возраст нашей планеты окажется равным 46 годам. О первых семи годах ее жизни биографам ничего не известно. Сведения же, относящиеся к более позднему «детству», зафиксированы в древнейших породах Гренландии и Южной Аф­рики... Большая часть сведений из истории Земли, в том числе и о таком важном моменте, как возникновение жизни, относится к последним шести годам... До 42-летнего возраста ее континенты были практически безжизненны. На 45-м году жизни-всего лишь год назад - Земля украсилась пышной растительностью. В то время среди

Таблица 1.

Геохронологическая шкала

животных господствовали гигантские рептилии, в частности динозавры. Примерно на этот же период приходится и начало распада последнего гигантского суперконтинента.

Динозавры исчезли с лика Земли восемь месяцев назад. На смену им пришли более высокоорганизованные животные - млеко­питающие. Где-то в середине прошлой недели на территории Африки произошло превращение некоторых человекообразных обезьян в обезьяноподобных людей, а в конце той же недели на Землю обрушилась серия последних грандиозных оледенении. Про­шло немногим более четырех часов с тех пор, как новый род высокоорганизованных животных, известный в дальнейшем как Homo sapiens, начал добывать себе пропитание охотой на диких зверей; и всего лишь час насчитывает его опыт ведения сельского хозяйства и переход к оседлому образу жизни. Расцвет же инду­стриальной мощи человеческого общества приходится на послед­нюю минуту...».

Состав и строение земной коры

Земная кора состоит из магматических, осадочных и метамор­фических горных пород. Магматические породы образуются при извержении магмы из глубинных зон Земли и ее затвердении. Если магма внедряется в земную кору и медленно застывает в условиях высокого давления на глубине, образуются интрузивные горные породы (гранит, габбро и др.), при излиянии ее, и быст­ром застывании на поверхности - эффузивные (базальт, вулкани­ческий туф и др.). С магматическими породами связаны многие полезные ископаемые: титано-магниевые, хромовые, медно-никелевые и другие руды, апатиты, алмазы и др.

Осадочные породы образуются непосредственно на земной по­верхности разными путями: либо за счет жизнедеятельности орга­низмов - органогенные породы (известняк, мел, каменный уголь и др.), либо при разрушении и последующем отложении разных горных пород - обломочные породы (глина, песок, валунные су­глинки и др.), либо за счет химических реакций, происходящих обычно в водной среде, - породы химического происхождения (бокситы, фосфориты, соли, руды некоторых металлов и др.). Многие осадочные породы являются ценными полезными иско­паемыми: нефть, газ, угли, торф, бокситы, фосфориты, соли, руды железа и марганца, разнообразные строительные материалы и др.

Метаморфические породы возникают в результате изменения (метаморфизма) различных горных пород, оказавшихся на глу­бине, под влиянием высоких температур и давления, а также горячих растворов и газов, поднимающихся из мантии (гнейс, мрамор, кристаллические сланцы и др.). В процессе метаморфизма горных пород образуются разнообразные полезные ископаемые: железные, медные, полиметаллические, урановые и другие руды, золото, графит, драгоценные камни, огнеупоры и т. д.

Земная кора сложена в основном кристаллическими породами магматического и метаморфического происхождения. Однако она неоднородна по составу, строению и мощности. Различают два основных типа земной коры: материковую и океанскую. Первая свойственна материкам (континентам), включая их подводные окраины до глубины 3,5-4,0 км ниже уровня Мирового океана, вторая - океаническим котловинам (ложу океана).

Материковая земная кора состоит из трех слоев: осадочного мощностью 20-25 км, гранитного (гранитно-гнейсового) и ба­зальтового. Ее общая мощность около 60-75 км в горных райо­нах, 30-40 км - на равнинах.

Океанская земная кора тоже трехслойная. Сверху залегает маломощный (в среднем около 1 км) слой рыхлых морских осадков кремнисто-карбонатного состава. Под ним слой из базаль­товых лав. Гранитного слоя между осадочным и базальтовым слоями нет (в отличие от материковой коры), что подтверждается многочисленными буровыми скважинами. Третий слой (по данным драгировок) состоит из магматических пород - преимущественно габбро. Общая мощность океанской земной коры в среднем 5- 7 км. Местами на дне Мирового океана (обычно вдоль крупных разломов) на поверхность выступают даже породы верхней мантии.Ими же сложен остров Сан-Паулу у берегов Бра­зилии.

Таким образом, океанская кора и по составу, и по мощности, а также по возрасту (она не старше 160-180 млн. лет) существен­но отличается от материковой. Наряду с этими двумя основными типами земной коры существует несколько вариантов коры пере­ходного типа.

Материки, включая их подводные окраины, и океаны являются самыми крупными структурными элементами земной коры. В их пределах основная площадь принадлежит спокойным платформен­ным участкам, меньшая - подвижным геосинклинальным поясам (геосинклиналям). Эволюция структуры земной коры шла в основ­ном от геосинклиналей к платформам. Но частично этот процесс оказывается обратимым за счет образования рифтов (rift - англ., трещина, разлом) на платформах, их дальнейшего раскры­тия (например, Красное море) и превращения в океан.

Геосинклинали - обширные подвижные сильно расчлененные участки земной коры с разнообразными по интенсивности и на­правленности тектоническими движениями. В развитии геосинкли­налей различают два крупных этапа.

Первый - основной по продолжительности этап - характери­зуется погружением и морским режимом. При этом в глубоком морском бассейне, предопределенном глубинными разломами, на­капливается мощная (до 15-20 км) толща осадочных и вулкани­ческих горных пород. Излияние лав, а также внедрение и застыва­ние на разных глубинах магмы наиболее характерно для внутрен­них частей геосинклиналей. Здесь же энергичнее проявляется и метаморфизм, а впоследствии складчатость. В окраинных частях геосинклинали накапливаются преимущественно осадочные толщи, магматизм ослаблен или даже отсутствует.

Второй этап развития геосинклиналей - меньший по продол­жительности - характеризуется интенсивными восходящими дви­жениями, которые новейшие тектонические гипотезы связывают со сближением и столкновением литосферных плит. Из-за бокового давления происходит энергичное смятие пород в сложные складки и внедрение магмы с образованием главным образом гранита. При этом первичная тонкая океанская кора, благодаря различным де­формациям горных пород, магматизму, метаморфизму и другим процессам, превращается в более сложную по составу, мощную и жесткую континентальную (материковую) земную кору. В резуль­тате поднятия территории море отступает, сначала образуются архипелаги вулканических островов, а потом сложная складчатая горная страна.

В дальнейшем на протяжении десятков - сотен миллионов лет горы разрушаются, участок земной коры на значительной площади покрывается чехлом осадочных пород и превращается в плат­форму.

Платформы - обширные наиболее устойчивые, преимущест­венно равнинные блоки земной коры. Обычно они имеют непра­вильную многоугольную форму, обусловленную крупными разло­мами. Платформы обладают типично континентальной или океаниче­ской земной корой, и соответственно разделяются на материковые и океанские. Им отвечают основные, равнинные ступени рельефа земной поверхности на суше и дне океана. Материковые плат­формы имеют двухъярусное строение. Нижний ярус называют фун­даментом. Он состоит из смятых в складки метаморфических пород, пронизанных застывшей магмой, разбит разломами на блоки. Фундамент сформировался в геосинклинальный этап раз­вития. Верхний ярус - осадочный чехол - сложен преимущест­венно осадочными породами более позднего возраста, залегаю­щими относительно горизонтально. Формирование чехла соответ­ствует платформенному этапу развития.

Участки платформ, где фундамент погружен на глубину под осадочный чехол, называют плитами. Они занимают основную площадь на платформах. Места выхода кристаллического фунда­мента на поверхность называются щитами. Различают древние и молодые платформы. Они отличаются, прежде всего, возрастом складчатого фундамента: у древних платформ он образовался в докембрии, более 1,5 млрд. лет тому назад, у молодых - в пале­озое.

На Земле имеется девять крупных древних докембрийских платформ. Севере- Американская, Восточно-Европейская и Сибир­ская платформы образуют северный ряд, Южно-Американская, Африкано- Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антаркти­ческая - южный ряд. До середины мезозоя платформы южного ряда были частью единого суперконтинента Гондвана. Промежу­точное положение занимает Китайская платформа. Существует мнение, что все древние платформы являются обломками огром­ного единого докембрийского массива континентальной коры - Пангеи.

Древние платформы - наиболее устойчивые глыбы в составе материков, поэтому являются их основой, жестким остовом. Они разделены пятью геосинклинальными поясами, возникшими в конце докембрия в связи с расколом Пангеи. Три из них - Севе-ро-Атлантический, Арктический и Урало-Охотский- завершили свое развитие в основном в палеозое. Два - Средиземноморский (Альпийско-Гималайский) и Тихоокеанский - частично продол­жают свое развитие и в современную эпоху.

В пределах геосинклинальных поясов различные его части за­вершали свое развитие в разные тектонические эпохи. В геологиче­ской истории последнего миллиарда лет выделяют несколько тектонических циклов (эпох): байкальский цикл, приуроченный к концу протерозоя - началу палеозоя (1000-550 млн. лет в абсо­лютном летосчислении), каледонский - ранний палеозой (550- 400 млн. лет), герцинский -поздний палеозой (400-210 млн. лет), мезозойский (210-100 млн. лет) и кайнозойский, или аль­пийский (100 млн. лет - до настоящего времени). Соответственно на суше выделяют области байкальской, каледонской, герцинской, мезозойской и кайнозойской (альпийской) складчатостей. Неред­ко их называют байкальскими, каледонскими и другими склад­чатыми поясами.

Условия залегания пород в пределах земной коры отражены на обзорной тектонической карте мира. На ней выделены площади, формирование складчатой структуры которых завершилось в раз­ные этапы складчатости. Они лучше изучены и более достоверно показаны в пределах суши. Древние платформы и обрамляющие их складчатые пояса (области) разного возраста изображены оп­ределенными цветами. Древние платформы (девять крупных и несколько мелких) окрашены в красноватые тона: более яркие - на щитах, менее" яркие - на плитах. Области байкальской склад­чатости показаны сине-голубым цветом, каледонской - сирене­вым, герцинской - коричневым, мезозойской - зеленым и кайно­зойской - желтым цветом.

В областях байкальской, каледонской и герцинской складчато­стей горные сооружения в дальнейшем были существенно раз­рушены. На значительных площадях их складчатые структуры оказались покрытыми сверху континентальными и мелководно-морскими осадочными породами, приобрели устойчивость. В релье­фе они выражены равнинами. Это так называемые молодые плат­формы (например, Западно-Сибирская, Туранская и др.). На тек­тонической карте они изображаются более светлыми оттенками основного цвета того складчатого пояса, в пределах которого на­ходятся. Молодые платформы в отличие от древних не образуют изолированных массивов, а причленяются к древним плат­формам.

Из сопоставления физической и тектонической карт мира следует, что горы в основном соответствуют подвижным складчатым поясам разного возраста, равнины - древним и молодым плат­формам.

Понятие о рельефе. Геологические рельефообразующие процессы

Современный рельеф - совокупность неровностей земной по­верхности разного масштаба. Их называют формами рельефа. Рельеф сформировался в результате взаимодействия внутренних (эндогенных) и внешних (экзогенных) геологических процессов.

Формы рельефа различны по размерам, строению, происхож­дению, истории развития и т. д. Различают выпуклые (положи­тельные) формы рельефа (горный хребет, возвышенность, холм и др.) и вогнутые (отрицательные) формы (межгорная котловина, низменность, овраги и др.).

Крупнейшие формы рельефа - материки и океанические впа­дины и крупные формы - горы и равнины образовались прежде всего за счет деятельности внутренних сил Земли. Средние по раз­мерам и мелкие формы рельефа - речные долины, холмы, овраги, барханы и другие, наложенные на более крупные формы, созда­ны различными внешними силами.

В основе геологических процессов лежат разные источники энергии. Источником внутренних процессов является тепло, обра­зующееся при радиоактивном распаде и гравитационной диффе­ренциации веществ внутри Земли. Источник энергии внешних про­цессов - солнечная радиация, превращающаяся на Земле в энер­гию воды, льда, ветра и т. д.

Внутренние (эндогенные) процессы

С внутренними процессами связаны различные тектонические движения земной коры, создающие основные формы рельефа Зем­ли, магматизм, землетрясения. Тектонические движения прояв­ляются в медленных вертикальных колебаниях земной коры, в образовании складок горных пород и разломов.

Медленные вертикальные колебательные движения - поднятия и опускания земной коры - совершаются непрерывно и повсе­местно, сменяясь во времени и пространстве на протяжении всей геологической истории. Они свойственны платформам. С ними свя­зано наступление моря и соответственно изменение очертаний материков и океанов. Например, в настоящее время медленно под­нимается Скандинавский полуостров, но опускается южное побе­режье Северного моря. Скорость этих движений до нескольких миллиметров в год.

Под складчатыми тектоническими нарушениями пластов гор­ных пород подразумеваются изгибы слоев без нарушения их сплошности. Складки различаются по размерам, причем мелкие нередко осложняют крупные, по форме, по происхождению и т. д.

К разрывным тектоническим нарушениям пластов горных по­род относятся разломы. Они могут быть различными по глубине (либо в пределах земной коры, либо рассекать ее и уходить в ман­тию до 700 км), по протяженности, длительности развития, без смещения участков земной коры или со смещением блоков земной коры в горизонтальном и вертикальном направлениях и т. д.

Складчатые и разрывные деформации (нарушения) пластов земной коры на фоне общего тектонического поднятия территории приводят к образованию гор. Поэтому складчатые и разрывные движения объединяют под общим названием орогенических (от греч. ого - гора, genos - рождение), т. е. движений, создающих горы (орогены).

При горообразовании темпы поднятия всегда интенсивнее про­цессов разрушения и сноса материала.

Складчатые и разрывные тектонические движения сопровожда­ются, особенно в горах, магматизмом, метаморфизмом горных пород и землетрясениями.

Магматизм связан прежде всего с глубинными разломами, пе­ресекающими земную кору и уходящими в мантию. В зависимости от степени проникновения магмы из мантии в земную кору он под­разделяется на два типа: интрузивный, когда магма, не достигая поверхности Земли, застывает на глубине, и эффузивный, или вул­канизм, когда магма прорывает земную кору и изливается на зем­ную поверхность. При этом из нее выделяется много газов, перво­начальный состав изменяется, и она превращается в лаву. Состав лав весьма разнообразен. Излияния происходят либо по трещинам (этот тип извержения преобладал на первоначальных этапах фор­мирования Земли), либо через узкие каналы на пересечении раз­ломов, называемые жерлами.

При трещинных излияниях образуются обширные лавовые пок­ровы (на плато Декан, на Армянском и Эфиопском нагорьях, на Среднесибирском плоскогорье и т.д.). В историческое время зна­чительные излияния лав происходили на Гавайских островах, в Исландии, они весьма характерны для срединно-океанических хребтов.

Если магма поднимается по жерлу, то при излияниях, обычно многократных, образуются возвышения - вулканы с воронкообраз­ным расширением наверху, называемым кратером. Большинство вулканов имеет конусовидную форму и состоит из рыхлых продук­тов извержений, переслаивающихся с застывшей лавой. Например, Ключевская Сопка, Фудзияма, Эльбрус, Арарат, Везувий, Кракатау, Чимбарасо и др. Вулканы делятся на действующие (их более 600) и потухшие. Большинство действующих вулканов расположе­но среди молодых гор кайнозойской складчатости. Много их и вдоль крупных разломов в тектонически подвижных областях, в том числе на дне океанов вдоль осей срединно-океанических хреб­тов. Вдоль побережья Тихого океана располагается основная зона вулканов - Тихоокеанское огненное кольцо, где более 370 дейст­вующих вулканов (на востоке Камчатки и др.).

В местах затухания вулканической деятельности характерны горячие источники, в том числе периодически фонтанирующие - гейзеры, выбросы газов из кратеров и трещин, которые свидетель­ствуют об активных процессах в глубине недр.

Вулканические извержения позволяют ученым заглянуть на де­сятки километров в глубь Земли, понять тайны образования мно­гих видов полезных ископаемых. Сотрудники вулканологических.станций несут круглосуточную вахту, чтобы своевременно предска­зать начало извержений вулканов и предупредить связанные с ни­ми стихийные бедствия. Обычно наибольший ущерб приносят не столько потоки лавы, сколько грязевые потоки. Они возникают вследствие быстрого таяния ледников и снега на вершинах вулканов и ливневых осадков из мощных облаков на свежий вулканический «пепел», состоящий из обломков и пыли. Скорость движения пото­ков грязи может достигать 70 км/ч и распространяться на рас­стояние до 180 км. Так, в результате извержения вулкана Руис в Колумбии 13 ноября 1985 г. лава растопила сотни тысяч кубиче­ских метров снега. Образовавшиеся грязевые потоки поглотили город Армеро с населением 23 тыс. человек.

С эндогенными процессами связаны также землетрясения - внезапные подземные удары, сотрясения и смещения пластов и блоков земной коры. Очаги землетрясений приурочены к зонам разломов. В большинстве случаев центры землетрясений находятся на глубине первых десятков киломеров в земной коре. Однако иногда они лежат в верхней мантии на глубине до 600-700 км, например вдоль побережья Тихого океана, в Карибском море и других районах. Возникающие в очаге упругие волны, достигая поверхности, вызывают образование трещин, колебание ее вверх - вниз, смещение в горизонтальном направлении. Так, вдоль наибо­лее изученного разлома Сан-Андреас в Калифорнии (длина более 1000 км, проходит вдоль Калифорнийского залива до г. Сан-Фран­циско) общее горизонтальное смещение пород с момента его зало­жения в юре до настоящего времени оценивается в 580 км. Сред­няя скорость смещения сейчас до 1,5 см/год. С ним связаны час­тые землетрясения. Интенсивность землетрясений оценивается по двенадцатибалльной шкале на основании деформаций слоев Зем­ли и степени повреждения зданий. Ежегодно на Земле регистри­руют сотни тысяч землетрясений, т. е. мы живем на беспокойной планете. При катастрофических землетрясениях в считанные секунды изменяется рельеф, в горах происходят обвалы и ополз­ни, разрушаются города, гибнут люди. Землетрясения на побе­режьях и дне океанов вызывают волны - цунами. К числу ката­строфических землетрясений последних десятилетий относятся: Ашхабадское (1948), Чилийское (I960), Ташкентское (1966), в Мехико (1985), Армянское (1988). Извержения вулканов тоже сопровождаются землетрясениями, но эти землетрясения носят ограниченный характер.

Внешние (экзогенные) процессы

На рельеф земной поверхности помимо внутренних процессов одновременно воздействуют и различные внешние силы. Деятель­ность любого внешнего фактора складывается из процессов раз­рушения и сноса пород (денудация) и отложения материала в понижениях (аккумуляция). Этому предшествуетвыветривание - процесс разрушения горных пород под влиянием резкого колеба­ния температур и замерзания воды в трещинах породы, а также химического изменения их состава под влиянием воздуха и воды, содержащей кислоты, щелочи и соли. В выветривании принимают участие и живые организмы. Выделяют два основных вида вывет­ривания: физическое и химическое. В результате выветривания горных пород образуются рыхлые отложения, удобные для пере­мещения водой, льдом, ветром и т. д.

Главнейшим внешним процессом на земной поверхности явля­ется деятельность текучейводы. Она практически повсеместна, за исключением полярных районов и гор, покрытых ледниками, и ограничена в пустынях. За счет текучей воды происходит общее понижение поверхности под влиянием сноса почвы и горных по­род, образуются такие эрозионные формы рельефа, как овраги, балки, речные долины, а также аккумулятивные формы - конусы выноса балок и оврагов, дельты рек.

Овраги - вытянутые углубления с крутыми незадернованными склонами и растущей вершиной. Создаются они временными во­дотоками. Их образованию помимо природных факторов (наличия склонов, легко размываемых грунтов, обильных осадков, бурного снеготаяния и др.) способствует человек своей нерациональной дея­тельностью (сведение лесов и лугов, распашка склонов, особенно сверху вниз, и др.).

Балки в отличие от оврагов прекратили свой рост, склоны их обычно менее крутые, занятые лугами и лесами. Овражно-балочный рельеф весьма характерен для Среднерусской, Приволжской и других возвышенностей. Он господствует на Высоких равнинах в США, на плато Ордос в Китае и др. Овраги и балки создают трудности для сельскохозяйственного освоения территории, до­рожного и иного строительства, понижают уровень грунтовых вод, вызывают другие негативные следствия.

В горах большой разрушительной силой обладают временные грязе-каменные потоки, называемые селями. Содержание твердого материала в них может достигать 75 % общей массы потока. Сели перемещают к подножиям гор огромное количество обломочного материала. С селями связаны катастрофические разрушения селе­ний, дорог, плотин.

Большую постоянную, разрушительную работу, как в горах, так и на равнинах производятреки. В горах, используя межгорные долины и тектонические разломы, они образуют глубокие узкие речные долины с крутыми склонами типа ущелий, на которых раз­виваются различные склоновые процессы, снижающие горы. На равнинах реки тоже производят активную работу, подмывая скло­ны и расширяя долину до десятков километров в ширину. В отли­чие от горных рек у них есть пойма. Склоны речных долин на равнинах обычно имеют надпойменные террасы - прежние пой­мы, свидетельствующие о периодическом врезании рек. Поймы и русла рек служат теми уровнями, к которым «привязаны» овраги и балки. Поэтому понижение их вызывает рост и врезание овра­гов, увеличение крутизны прилегающих к ним склонов, смыв почв и т. д.

Поверхностные текучие воды на протяжении длительного гео­логического времени способны произвести грандиозную разруши­тельную работу в горах и на равнинах. Именно с ними в первую очередь связано образование равнин на месте некогда горных стран.

Определенную разрушительную работу в горах и на равнинах производятледники. Они занимают около 11 % суши. Более 98 % современного оледенения приходится на покровные ледники Ан­тарктиды, Гренландии и полярных островов и только около 2 % на горные ледники. Мощность покровных ледников до 2-3 км и бо­лее. В горах ледники занимают плоские вершины, понижения на склонах и межгорные долины. Долинные ледники удаляют с гор весь тот материал, который поступает на его поверхность со скло­нов, и тот, который он выпахивает при движении по подледному ложу. Транспортируемый ледником материал в виде несортиро­ванного суглинка и супеси с валунами, так называемой морены, откладывается у края ледника, а потом реками, начинающимися у края ледников, выносится к подножию гор.

Во время максимального четвертичного оледенения площадь ледников на равнинах была в три раза больше, чем сейчас, а гор­ные ледники в субполярных и умеренных широтах спускались до подножий.

Во время четвертичных оледенений центрами и областями лед­никового сноса были Скандинавские горы, Полярный Урал, север Скалистых гор, а также возвышенности Кольского полуострова, Карелии, полуострова Лабрадор и др. Здесь встречаются отполи­рованные ледником выступы твердых кристаллических пород в виде холмов, которые называют бараньими лбами, продолговатые по направлению движения ледника котловины выпахивания и др. Южнее, на расстоянии 1000-2000 км от центров оледенений, располагаются области ледниковых наносов в виде беспорядочных холмистых и грядовых нагромождений, сохранившихся до настоя­щего времени. Следовательно, на равнинах покровные ледники производили не только разрушительную, но и созидательную ра­боту.

Ветер - повсеместный фактор на Земле. Однако полнее всего его разрушительная и созидательная работа проявляется в пусты­нях. Там сухо, почти отсутствует растительность, много рыхлых сыпучих частиц - продуктов интенсивного физического выветри­вания, обусловленного резким перепадом температур в течение суток. Формы рельефа, созданные ветром, называются эоловыми (по имени греческого бога Эола - повелителя ветров). В каменис­тых пустынях ветер не только выдувает мелкие частицы, обра­зующиеся за счет процессов разрушения. Ветропесчаный поток обтачивает скалы, придает им причудливые формы и в конце кон­цов разрушает их и выравнивает поверхность.

В песчаных пустынях ветер образует барханы - холмы серпо­видной формы, движущиеся со скоростью до 50 м/год, а также гряды, бугры и другие эоловые формы, закрепленные растительно­стью. На побережьях морей и рек дневной бриз образует песча­ные холмы - дюны (например; на побережье Бискайского залива во Франции, по южному побережью Балтийского моря, где они заросли сосновыми лесами и вереском).

В распаханных степных и полупустынных районах с неустойчи­вым увлажнением нередки пыльные бури, во время которых верхний слой почвы вместе с семенами, иногда и всходами -срывается сильными ветрами и переносится на десятки километров от места сноса и откладывается перед препятствиями или в понижениях, где стихает сила ветра.

Определенную лепту в изменение земной поверхности вносят подземные воды, растворяя некоторые горные породы, вечная мерзлота, волноприбойная деятельность на морских побережьях, а также человек.

Таким образом, рельеф Земли формируется за счет внутрен­них и внешних сил - вечных антагонистов. Внутренние процессы создают основные неровности на поверхности Земли, а внешние процессы за счет разрушения выпуклых форм и накопления ма­териала в вогнутых формах стремятся их уничтожить, выровнять земную поверхность.