Какое внутреннее строение имеет земля. Строение планеты: земное ядро, мантия, земная кора

У земного шара есть несколько оболочек: — воздушная оболочка, — водная оболочка, — твердая оболочка.

Третья за отдаленностью от Солнца планета- Земля имеет радиус 6370 км, среднюю плотность- 5,5 г/см2. Во внутреннем строении Земли принято различать следующие слои:

земная кора — верхний слой Земли, в котором могут существовать живые организмы. Толщина земной коры может быть от 5 до 75 км.

мантия — твердый слой, который находится ниже земной коры. Его температура достаточно высока, однако вещество находится в твердом состоянии. Толщина мантии порядка 3 000 км.

ядро — центральная часть земного шара. Его радиус приблизительно 3 500 км. Температура внутри ядра очень высока. Считается, что ядро состоит в основном из расплавленного металла,
предположительно — железа.

Земная кора

Выделяют два основных типа земной коры — континентальный и океанический, плюс промежуточный, субконтинентальный.

Земная кора тоньше под океанами (около 5 км) и толще — под материками (до 75 км.). Она неоднородна, различают три слоя: базальтовый (залегает ниже всего), гранитный и осадочный (верхний). Континентальная кора состоит из трех слоев, тогда как в океанической гранитный слой отсутствует. Земная кора формировалась постепенно: сначала был сформирован базальтовый слой, затем — гранитный, осадочный слой продолжает формироваться и в настоящее время.

— вещество, из которого состоит земная кора. Горные породы подразделяются на следующие группы:

1. Магматические горные породы. Они образуются при затвердевании магмы в толще земной коры или на поверхности.

2. Осадочные горные породы. Они образуются на поверхности, формируются из продуктов разрушения или изменения других пород, биологических организмов.

3. Метаморфические горные породы. Они образуются в толще земной коры из других горных пород под действием определенных факторов: температуры, давления.

Как часто в поисках ответов на свои вопросы, о том, как устроен мир, мы смотрим вверх на небо, солнце, звезды, заглядываем далеко-далеко за сотни световых лет в поисках новых галактик. А ведь, если посмотреть под ноги, то под ногами существует целый подземный мир из которого состоит наша планета - Земля!

Недра Земли это тот самый загадочный мир под ногами, подземный организм нашей Земли, на которой мы живем, строим дома, прокладываем дороги, мосты и многие тысячи лет осваиваем территории родной планеты.

Этот мир - тайные глубины недр Земли!

Строение Земли

Наша планета относится к планетам земной группы, и так же, как и другие планеты, состоит из слоёв. Поверхность Земли состоит из твердой оболочки земной коры, глубже находится крайне вязкая мантия, а в центре расположено металлическое ядро, которое состоит из двух частей, внешняя - жидкая, внутренняя - твердая.

Интересно, многие объекты Вселенной настолько хорошо изучены, что о них знает каждый школьник, в космос на далекие сотни тысяч километров отправляются космические аппараты, но в самые глубинные недра нашей планеты по прежнему забраться остается непосильной задачей, поэтому то что находится под поверхностью Земли по прежнему остается большой загадкой.

Есть одна интересная особенность в строении нашей планеты: с наиболее сложным и разнообразным строением мы встречаемся в поверхностных слоях земной коры; чем глубже мы опускаемся в недра Земли, тем проще оказывается ее строение. Можно, конечно, высказать подозрение, что это нам только так кажется, потому что чем глубже мы опускаемся, тем приблизительнее и неопределеннее становятся наши сведения. По-видимому, это все же не так, и упрощение строения с глубиной представляет собой объективный факт, независимый от степени наших знаний.

Мы начнем свое рассмотрение сверху, с наиболее сложно устроенных верхних слоев земной коры. Эти слои, как мы знаем, изучаются преимущественно с помощью прямых геологических методов.

Приблизительно две трети земной поверхности покрыто океанами; одна треть приходится на долю материков. Строение земной коры под океанами и материками различно. Поэтому мы рассмотрим сначала особенности материков, а потом обратимся к океанам.

На поверхности Земли на материках в разных местах обнаруживаются горные породы разного возраста. Некоторые районы материков сложены на поверхности наиболее древними породами - археозойскими или, как их чаще называют, архейскими, и протерозойскими. Вместе они называются допалеозойскими или докембрийскими породами. Их особенностью является то, что большая их часть сильно метаморфизована: глины превратились в метаморфические сланцы, песчаники - в кристаллические кварциты, известняки - в мраморы. Большую роль среди этих пород играют гнейсы, т. е. сланцеватые граниты, а также обычные граниты. Площади, на которых на поверхность выходят эти наиболее древние горные породы, называются кристаллическими массивами или щитами . Примером является Балтийский щит, обнимающий Карелию, Кольский полуостров, всю Финляндию и Швецию. Другой щит охватывает большую часть Канады. Точно так же большая часть Африки представляет собой щит, как и значительная часть Бразилии, почти вся Индия и вся Западная Австралия. Все породы древних щитов не только метаморфизованы и претерпели перекристаллизацию, но и очень сильно смяты в мелкие сложные складки.

Другие области на материках заняты породами преимущественно более молодого - палеозойского, мезозойского и кайнозойского возраста. Это - главным образом осадочные породы, хотя среди них встречаются и породы магматического происхождения, излившиеся на поверхность в виде вулканической лавы или внедрившиеся и застывшие на некоторой глубине. Существуют две категории областей: на поверхности одних пласты осадочных пород залегают очень спокойно, почти горизонтально, и в них наблюдаются лишь редкие и небольшие складки. В таких местах магматические породы, особенно интрузивные, играют относительно малую роль. Такие области называются платформами . В других местах осадочные породы сильно смяты в складки, пронизаны глубокими трещинами. Среди них часто встречаются внедрившиеся или излившиеся магматические породы. Эти места обычно совпадают с горами. Они называются складчатыми зонами , или геосинклиналями .

Различия между отдельными платформами и складчатыми зонами - в возрасте лежащих спокойно или смятых в складки пород. Среди платформ выделяются древние платформы, на которых все палеозойские, мезозойские и кайнозойские породы залегают почти горизонтально поверх сильно метаморфизованного и смятого в складки «кристаллического основания», сложенного докембрийскими породами. Примером древней платформы является Русская платформа, в пределах которой все слои, начиная с кембрийских, лежат в общем очень спокойно.

Существуют платформы, на которых не только докембрийские, но также кембрийские, ордовикские и силурийские слои смяты в складки, а спокойно поверх этих складок на их размытой поверхности (как говорят, «несогласно») залегают более молодые породы, начиная с девонских. В других местах «складчатый фундамент» образован, кроме докембрийских, всеми палеозойскими породами, а почти горизонтально лежат породы только мезозоя и кайнозоя. Платформы двух последних категорий называются молодыми. Одни из них, как мы видим, образовались после силурийского периода (до того здесь существовали складчатые зоны), а другие - после конца палеозойской эры. Таким образом, выясняется, что на материках есть платформы разного возраста, образовавшиеся раньше или позже. До того, как образовалась платформа (в одних случаях - до конца протерозойской эры, в других - до конца силурийского периода, в третьих - до конца палеозойской эры), в земной коре происходило сильное смятие слоев в складки, в нее внедрялись магматические расплавленные породы, осадки подвергались метаморфизации, перекристаллизации. И только после этого наступало успокоение, и последующие слои осадочных пород, накопившись горизонтально на дне морских бассейнов, в общем так и сохраняли в дальнейшем свое спокойное залегание.

Наконец, в остальных местах все слои смяты в складки и пронизаны магматическими породами - вплоть до неогеновых.

Говоря, что платформы могли образоваться в разное время, мы вместе с тем указываем и на разный возраст складчатых зон. Действительно, на древних кристаллических щитах смятие слоев в складки, внедрение магматических пород, перекристаллизация закончились до начала палеозоя. Следовательно, щиты являются зонами докембрийской складчатости. Там, где спокойное залегание слоев не нарушалось с девонского периода, смятие слоев в складки продолжалось до конца силурийского периода, или, как говорят, до конца раннего палеозоя. Следовательно, эта группа молодых платформ является в то же время областью раннепалеозойской складчатости. Складчатость этого времени носит название каледонской складчатости. Там, где платформа образовалась с начала мезозоя, мы имеем зоны позднепалеозойской или герцинской складчатости. Наконец области, где в складки сильно смяты все слои, вплоть до неогеновых включительно, являются зонами наиболее молодой, альпийской складчатости, оставившей не смятыми только слои, образовавшиеся в четвертичном периоде.

Карты, изображающие расположение платформ и складчатых зон разного возраста и некоторые другие особенности строения земной коры, называются тектоническими (тектоника - раздел геологии, изучающий движения и деформации земной коры). Эти карты служат дополнением к геологическим картам. Последние представляют собой первичные геологические документы, наиболее объективно освещающие строение земной коры. На тектонических картах содержатся уже некоторые выводы: о возрасте платформ и складчатых зон, о характере и времени образования складок, о глубине залегания складчатого фундамента под спокойными слоями платформ и др. Принципы составления тектонических карт были разработаны в 30-х годах советскими геологами, главным образом академиком А. Д. Архангельским. После Великой Отечественной войны тектонические карты Советского Союза составлялись под руководством академика Н. С. Шатского. Эти карты приняты в качестве примера для составления международных тектонических карт Европы, других материков и всей Земли в целом.

Толщина осадочных свит в тех местах, где они лежат спокойно (т. е. на платформах), и там, где они сильно смяты в складки, различна. Например, отложения юрского возраста на Русской платформе нигде не имеют толщину или «мощность» больше 200 метров, тогда как их толщина на Кавказе, где они сильно смяты в складки, местами достигает 8 километров. Отложения каменноугольного периода на той же Русской платформе имеют мощность не больше нескольких сотен метров, а на Урале, где те же отложения сильно смяты в складки, их мощность местами вырастает до 5-6 километров. Это указывает на то, что когда на платформе и в районах складчатой зоны накапливались одновозрастные отложения, земная кора очень мало прогибалась на платформе и много сильнее прогибалась в складчатой зоне. Поэтому на платформе не было места для накопления столь мощных свит, какие могли накопиться в глубоких прогибах земной коры в складчатых зонах.

В пределах платформ и складчатых зон мощность накопившихся осадочных пород не остается всюду одинаковой. Она изменяется от участка к участку. Но на платформах изменения эти плавны, постепенны и невелики. Они указывают, что во время накопления отложений платформа прогибалась местами немного больше, местами немного меньше и в ее фундаменте образовывались широкие пологие прогибы (синеклизы), разделенные столь же пологими поднятиями (антеклизами). В противоположность этому в складчатых зонах мощность осадочных пород одного и того же возраста изменяется от участка к участку очень резко, на коротких расстояниях, то возрастая до нескольких километров, то уменьшаясь до нескольких сотен или десятков метров или даже сходя на нет. Это указывает на то, что во время накопления осадков в складчатой зоне одни районы прогибались сильно и глубоко, другие прогибались мало или даже вовсе не прогибались, а третьи в то же время сильно поднимались, как о том свидетельствуют находимые рядом с ними грубообломочные отложения, образовавшиеся в результате размыва поднимавшихся участков. При этом существенно то, что все эти участки, интенсивно прогибавшиеся и интенсивно поднимавшиеся, были узки и располагались в виде полос тесно рядом друг с другом, что приводило к очень большим контрастам в движениях земной коры на близких расстояниях.

Имея в виду все указанные особенности движений земной коры: очень контрастные и сильные опускания и поднятия ее, сильную складчатость, энергичную магматическую деятельность, т. е. все особенности исторического развития складчатых зон, эти зоны обычно называют геосинклиналями , оставляя название «складчатая зона» лишь для характеристики современного их строения, явившегося результатом всех предшествовавших бурных событий в земной коре. Термином «геосинклиналь» мы и будем в дальнейшем пользоваться, когда речь будет идти не о современном строении складчатой зоны, а об особенностях ее предшествующего развития.

Платформы и складчатые зоны значительно отличаются друг от друга по тем полезным ископаемым, которые находятся на их территории. На платформах мало магматических пород, которые внедрились в спокойно лежащие слои осадочных пород. Поэтому на платформах лишь редко встречаются полезные ископаемые магматического происхождения. Зато в спокойно залегающих осадочных слоях платформы широко распространены угли, нефть, природные газы, а также каменная соль, гипс, строительные материалы и т. д. В складчатых зонах преимущество на стороне магматических полезных ископаемых. Это - различные металлы, которые образовались в разные стадии застывания магматических очагов.

Впрочем, когда мы говорим о преимущественной приуроченности осадочных полезных ископаемых к платформам, не надо забывать, что речь идет о слоях, залегающих спокойно, а не о тех сильно метаморфизованных и смятых кристаллических породах древнего «складчатого фундамента» платформ, который лучше всего виден на «щитах». Эти породы фундамента отражают ту эпоху, когда платформы здесь еще не было, а существовала геосинклиналь. Поэтому полезные ископаемые, находимые в складчатом фундаменте, по типу своему - геосинклинальные, т. е. преимущественно магматические. Следовательно, на платформах существует как бы два этажа полезных ископаемых: нижний этаж - древний, принадлежащий фундаменту, геосинклинальный; для него характерны металлические руды; верхний этаж - собственно платформенный, принадлежащий спокойно лежащему на фундаменте покрову осадочных пород; это - осадочные, т. е. преимущественно неметаллические полезные ископаемые.

Несколько слов надо сказать о складках.

Выше упоминалась сильная складчатость в складчатых зонах и слабая складчатость на платформах. Следует отметить, что речь должна идти не только о разной интенсивности складчатости, но и о том, что для складчатых зон и платформ характерны складки разных типов. В складчатых зонах складки принадлежат типу, который называется линейным, или полным. Это - длинные узкие складки, которые, как волны, следуют друг за другом, примыкая друг к кругу и покрывая сплошь большие площади. Складки имеют разную форму: некоторые из них округлые, другие острые, одни прямые, вертикальные, другие - наклонные. Но все они похожи друг на друга, а главное, покрывают складчатую зону непрерывной чередой.

На платформах - складки иного типа. Это - отдельные изолированные поднятия слоев. Некоторые из них имеют столообразную или, как говорят, сундучную или коробчатую форму, многие имеют вид пологих куполов или валов. Складки здесь не вытянуты, как в складчатой зоне, в полосы, а располагаются более сложными фигурами или разбросаны довольно беспорядочно. Это складчатость «прерывистая», или куполовидная.

Складки прерывистого типа - сундучные поднятия, купола и валы - встречаются не только на платформе, но и на краю складчатых зон. Так что существует в некоторой мере постепенный переход от складок платформенных к тем, которые типичны для складчатых зон.

На платформах и на краю складчатых зон встречается еще один своеобразный тип складок - так называемые «диапировые купола». Они образуются там, где на какой- то глубине лежат мощные пласты каменной соля, гипса или мягких глин. Удельный вес каменной соли меньше, чем удельный вес других осадочных пород (каменной соли 2,1, песков и глин 2,3). Таким образом, более легкая соль оказывается под более тяжелыми глинами, песками, известняками. Благодаря способности горных пород медленно пластически деформироваться под действием малых механических сил (явление ползучести, о котором упоминалось выше), соль стремится всплыть к поверхности, проткнув и раздвинув вышележащие более тяжелые слои. Этому помогает то, что соль под давлением оказывается чрезвычайно текучей и в то же время прочной: она легко течет, но не ломается. Соль всплывает в виде колонн. При этом она приподымает вышележащие слои, изгибает их куполообразно и, выпирая вверх, вызывает их раскалывание на отдельные куски. Поэтому на поверхности такие диапировые купола часто имеют вид «разбитой тарелки». Аналогичным способом образуются диапировые складки, в «ядрах протыкания» которых мы находим не соль, а мягкие глины. Но глиняные диапировые складки обычно имеют вид не круглых колонн, как соляные диапировые купола, а длинных вытянутых гребней.

Встречающиеся на платформах купола (в том числе и диапировые) и валы играют большую роль в образовании скоплений нефти и газов. В складчатых зонах месторождения полезных ископаемых большей частью приурочены к трещинам.

Обратимся теперь к более глубоким слоям земной коры. Нам придется покинуть область, которая нам известна по непосредственным наблюдениям с поверхности, и направиться гуда, где сведения можно получить только путем геофизических исследований.

Как уже говорилось, в пределах видимой части земной коры глубже всего лежат метаморфические породы архейского возраста. Среди них больше всего распространены гнейсы и граниты. Наблюдения показывают, что чем более глубокий срез земной коры наблюдаем мы на поверхности, тем больше встречаем гранитов. Поэтому можно думать, что еще глубже - в нескольких километрах под поверхностью кристаллических щитов или примерно в 10 км под поверхностью платформ и складчатых зон - мы встретили бы под материками сплошной слой гранита. Верхняя поверхность этого гранитного слоя очень неровна: она то поднимается к дневной поверхности, то опускается на 5- 10 км ниже нее.

Глубину нижней поверхности этого слоя нам остается только предполагать на основании некоторых данных о скорости распространения в земной коре упругих сейсмических колебаний. Скорость движения так называемых продольных сейсмических волн в гранитах в среднем около 5 км/сек.

В продольных волнах колебания частиц происходят в направлении движения волн: вперед и назад. Так называемые поперечные волны характеризуются колебаниями поперек направления движения волны: вверх - вниз или вправо - влево.

Но в ряде мест было обнаружено, что на глубине в 10, 15, 20 км скорость распространения тех же продольных сейсмических волн становится больше и достигает 6 или 6,5 км/сек. Поскольку эта скорость слишком велика для гранита и близка к скорости распространения упругих колебаний, характеризующей по лабораторным испытаниям такую породу, как базальт, слой земной коры с большей скоростью распространения сейсмических волн получил название базальтового . В разных районах он начинается на разной глубине - обычно на глубине в 15 или 20 км, но в некоторых районах подходит гораздо ближе к поверхности, и скважина глубиной 6-8 км могла бы его достичь.

Однако до сих пор ни одна скважина не проникла в базальтовый слой и никто не видел тех пород, которые лежат в этом слое. Действительно ли это базальты? По этому поводу высказываются сомнения. Некоторые думают, что вместо базальтов мы найдем там те же гнейсы, граниты и метаморфические породы, которые свойственны вышележащему гранитному слою, но которые на большей глубине сильно уплотнены давлением вышележащих пород, и поэтому скорость распространения в них сейсмических волн больше. Решение этого вопроса представляет огромный интерес и не только теоретический: где-то в нижней части гранитного и верхней части базальтового слоев происходят процессы образования гранитов и зарождения тех горячих растворов и газов, из которых выше, при их движении к поверхности, кристаллизуются различные рудные минералы. Знать, что представляет собой в действительности базальтовый слой, - это означает лучше попять процессы образования металлических руд в земной коре и законы их распространения. Вот почему заслуживает всяческой поддержки проект бурения сверхглубинных скважин для изучения строения всего гранитного и по крайней мере верхней части базальтового слоя.

Базальтовый слой - нижний слой материковой земной коры. Внизу он отделяется от более глубоких частей Земли очень резким разделом, который называется разделом Мохоровичича (по имени югославского сейсмолога, открывшего существование этого раздела в начале нашего века). На этом разделе Мохоровичича (или, сокращенно, Мохо) скорость продольных сейсмических волн изменяется резким скачком: выше раздела она обычно равна 6,5 км/сек, а сразу же ниже его увеличивается до 8 км/сек. Этот раздел считается нижней границей земной коры. Расстояние его от поверхности, следовательно, является толщиной земной коры. Наблюдения показывают, что толщина коры под материками далеко не одинакова. В среднем она равна 35 км, но под горами увеличивается до 50, 60 и даже 70 км. При этом чем выше горы, тем толще земная кора: крупному выступу поверхности земли вверх соответствует значительно больший по размеру выступ вниз; таким образом, горы имеют как бы «корни», глубоко опускающиеся в более глубокие слои Земли. Под равнинами, наоборот, толщина коры оказывается меньше средней. Изменяется также от района к району и относительная роль в разрезе земной коры гранитного и базальтового слоев. Особенно интересно, что под одними горами «корни» образованы главным образом за счет увеличения толщины гранитного слоя, а под другими - за счет возрастания толщины базальтового слоя. Первый случай наблюдается, например, на Кавказе, второй - в Тянь-Шане. Дальше мы увидим, что происхождение этих гор различно; это отразилось и на различном строении под ними земной коры.

Одно свойство земной коры, тесно связанное с «корнями» гор, следует особо отметить: это так называемая изостазия, или равновесие. Наблюдения над величиной силы тяжести на поверхности Земли показывают, как мы видели, наличие некоторых колебаний этой величины от места к месту, т. е. существование некоторых аномалий силы тяжести. Однако эти аномалии (после вычета влияния географического и высотного положения точки наблюдения) чрезвычайно малы; они могут вызвать изменение веса человека всего на несколько граммов. Такие отклонения от нормальной силы тяжести чрезвычайно малы по сравнению с теми, которые можно было бы ожидать, имея в виду рельеф земной поверхности. В самом деле, если бы горные хребты представляли собой нагромождение излишних масс на поверхности Земли, то эти массы должны были бы создавать более сильное притяжение. Наоборот, над морями, где вместо плотных горных пород притягивающим телом является менее плотная вода, сила тяжести должна была бы ослабевать.

На самом деле таких различий нет. Сила тяжести не становится больше в горах и меньше на море, она всюду приблизительно одинакова, а наблюдающиеся отклонения от средней величины значительно меньше того влияния, которое должны были бы оказывать неровности рельефа или замена пород морской водой. Отсюда возможен лишь один вывод: дополнительным массам на поверхности, образующим хребты, должна соответствовать недостача масс на глубине; только в этом случае общая масса и общее притяжение пород, находящихся под горами, не превысит нормальной величины. Наоборот, недостатку масс на поверхности в морях должны соответствовать какие-то более тяжелые массы на глубине. Указанные выше изменения толщины коры под горами и равнинами как раз и отвечают этим условиям. Средняя плотность пород земной коры равна 2,7. Под земной корой, сразу же ниже раздела Мохо, вещество имеет более высокую плотность, достигающую 3,3. Поэтому там, где земная кора тоньше (под низменностями), ближе к поверхности подступает тяжелый подкоровый «субстрат» и его притягивающее влияние компенсирует «недостачу» масс на поверхности. Напротив, в горах увеличение толщины легкой коры снижает общую силу притяжения, компенсируя тем самым то увеличение притяжения, которое вызывается дополнительными поверхностными массами. Создаются условия, при которых земная кора как бы плавает на тяжелой подстилке подобно льдинам на воде: более толстая льдина глубже погружается в воду, но и выше выдается над ней; менее толстая льдина погружается меньше, но и меньше выступает.

Такое поведение льдин соответствует известному закону Архимеда, определяющему равновесие плавающих тел. Этому же закону подчиняется и земная кора: там, где она толще, она глубже уходит в субстрат в виде «корней», но и выше выступает на поверхности; где кора тоньше, тяжелый субстрат подступает ближе к поверхности, а поверхность коры оказывается относительно опущенной и образует либо равнину, либо дно моря. Таким образом, состояние коры соответствует равновесию плавающих тел, почему это состояние и называется изостазией.

Следует оговориться, что вывод о равновесии земной коры по отношению к ее тяжести и субстрату справедлив в том случае, если мы будем учитывать среднюю толщину коры и среднюю высоту ее поверхности для больших площадей - диаметром в несколько сот километров. Если же мы будем выяснять поведение значительно меньших участков земной коры, то обнаружим уклонения от равновесия, несоответствия между толщиной коры и высотой ее поверхности, которые и выражаются в виде соответствующих аномалий силы тяжести. Представим себе большую льдину. Ее равновесие, как тела, плавающего на воде, будет зависеть от ее средней толщины. Но в разных местах льдина может иметь очень разную толщину, она может быть разъедена водой и ее нижняя поверхность может иметь много мелких карманов и выпуклостей. В пределах каждого кармана или каждой выпуклости положение льда по отношению к воде может сильно отличаться от равновесного: если мы выколем соответствующий кусок льда из льдины, то он либо погрузится глубже окружающей льдины, либо всплывает выше нее. Но в целом льдина находится в равновесии, и это равновесие зависит от средней толщины льдины.

Под земной корой мы входим в следующую, очень мощную оболочку Земли, называемую мантией Земли . Она простирается вглубь на 2900 км. На этой глубине находится следующий резкий раздел в веществе Земли, отделяющий мантию от ядра Земли . Внутри мантии, по мере углубления, скорость распространения сейсмических волн растет и внизу мантии достигает для продольных волн 13,6 км/сек. Но нарастание этой скорости неравномерно: оно значительно быстрее в верхней части, до глубины около 1000 км, и чрезвычайно медленно и постепенно на большей глубине. В связи с этим мантию можно разделить на две части - верхнюю и нижнюю мантию. Сейчас накапливается все больше данных, указывающих, что такое разделение мантии на верхнюю и нижнюю имеет большое принципиальное значение, так как развитие земной коры, по-видимому, непосредственно связано с процессами, происходящими в верхней мантии. О характере этих процессов речь будет дальше. Нижняя мантия, видимо, мало влияет непосредственно на земную кору.

Вещество, из которого состоит мантия, твердое. Это подтверждает характер прохождения через мантию сейсмических волн. Относительно химического состава мантии имеются расхождения во взглядах. Некоторые думают, что верхняя мантия состоит из горной породы, называемой перидотитом. Эта порода содержит очень немного кремнезема; основной составной частью ее является минерал оливин - силикат, богатый железом и магнием. Другие предполагают, что верхняя мантия значительно богаче кремнеземом и по своему составу соответствует базальту, но минералы, из которых состоит этот глубинный базальт, более плотные, чем минералы поверхностного базальта. Например, в глубинном базальте существенную роль играют гранаты - минералы с очень плотной «упаковкой» атомов в кристаллической решетке. Такой глубинный базальт, получившийся как бы в результате спрессовывания обычного поверхностного базальта, называется эклогитом.

Существуют аргументы в пользу обеих точек зрения. В частности, вторую точку зрения подтверждает огромное количество изливавшихся и изливающихся сейчас во время вулканических извержений очень однообразных по своему химическому составу базальтов. Источник их может быть только в верхней мантии.

Если эта точка зрения окажется правильной, то тогда мы должны считать, что на разделе Мохо происходит не изменение химического состава вещества, а переход одного и того же по химическому составу вещества в новое, более плотное, «глубинное» состояние, в другую, как говорят, «фазу». Такие переходы называются «фазовыми переходами». Этот переход зависит от изменения с глубиной давления. При достижении определенной величины давления обычный базальт переходит в эклогит и менее плотные полевые шпаты заменяются более плотными гранатами. На такие переходы влияет также температура: повышение ее при одном и том же давлении затрудняет переход базальта в эклогит. Поэтому нижняя граница земной коры становится подвижной, зависимой от изменения температуры. Если температура повышается, то некоторая часть эклогита переходит обратно в обычный базальт, граница коры опускается, кора становится толще; при этом объем вещества увеличивается на 15%. Если же температура понижается, то при том же давлении часть базальта в нижних слоях коры переходит в эклогит, граница коры поднимается, кора становится тоньше, и объем перешедшего в новую фазу материала уменьшается на 15%. Этими процессами можно объяснить колебания земной коры вверх и вниз: в результате своего утолщения кора будет всплывать, подниматься, при уменьшении же толщины она будет тонуть, прогибаться.

Однако окончательно вопрос о химическом составе и физическом состоянии верхней мантии будет решен, видимо, только в результате сверхглубокого бурения, когда буровые скважины, пройдя насквозь всю кору, достигнут вещества верхней мантии.

Важной особенностью строения верхней мантии является «пояс размягчения», расположенный на глубине между 100 и 200 км. В этом поясе, который называется также астеносферой , скорость распространения упругих колебаний немного меньше, чем выше и ниже его, а это свидетельствует о несколько менее твердом состоянии вещества. В дальнейшем мы увидим, что «пояс размягчения» играет в жизни Земли очень важную роль.

В нижней мантии вещество становится значительно более тяжелым. Его плотность повышается, по-видимому, до 5,6. Предполагается, что оно состоит из силикатов, очень богатых железом и магнием и бедных кремнеземом. Возможно, что в нижней мантии широко распространен сульфид железа.

На глубине 2900 км, как указывалось, мантия кончается и начинается ядро Земли . Важнейшей особенностью ядра является то, что оно пропускает продольные сейсмические колебания, но оказывается непроходимым для поперечных колебаний. Поскольку поперечные упругие колебания проходят через твердые тела, но быстро угасают в жидкостях, тогда как продольные колебания проходят и сквозь твердые, и сквозь жидкие тела, следует сделать вывод, что ядро Земли находится в жидком состоянии. Конечно, оно далеко не такое жидкое, как вода; это очень густое вещество, близкое к твердому состоянию, но все же значительно более текучее, чем вещество мантии.

Внутри ядра выделяется еще внутреннее ядро , или ядрышко. Верхняя граница его находится на глубине 5000 км, т. е. на расстоянии 1370 км от центра Земли. Здесь наблюдается не очень резкий раздел, на котором скорость сейсмических колебаний еще раз быстро падает, а потом, по направлению к центру Земли, снова начинает возрастать. Есть предположение, что внутреннее ядро твердое и что в жидком состоянии находится только внешнее ядро. Однако, поскольку последнее препятствует прохождению поперечных колебаний, вопрос о состоянии внутреннего ядра не может быть пока окончательно решен.

О химическом составе ядра было много споров. Они продолжаются до сих пор. Многие еще придерживаются старой точки зрения, считая, что ядро Земли состоит из железа с небольшой примесью никеля. Прототипом этого состава являются железные метеориты. Метеориты вообще рассматриваются либо как осколки ранее существовавших и распавшихся планет, либо как оставшиеся «неиспользованными» мелкие космические тела, из которых несколько миллиардов лет назад были «собраны» планеты. В обоих случаях метеориты должны как будто представлять химический состав той или иной оболочки планеты. Каменные метеориты, вероятно, отвечают химическому составу мантии, во всяком случае нижней. Более тяжелые, железные метеориты соответствуют, как многие думают, более глубоким недрам - ядру планеты.

Однако другие исследователи находят аргументы против представления о железном составе ядра и полагают, что ядро должно состоять из силикатов, в общем таких же, какие слагают мантию, но что эти силикаты находятся в «металлическом» состоянии в результате огромного давления в ядре на верхней границе ядра оно равно 1,3 млн. атмосфер, а в центре Земли 3 млн. атм.). Это значит, что под влиянием давления атомы силикатов частично разрушились и от них откололись отдельные электроны, которые получили возможность независимо двигаться. Этим, как и в металлах, обусловлены некоторые металлические свойства ядра: большая плотность; достигающая в центре Земли 12,6 электропроводность, теплопроводность.

Наконец, существует и промежуточная точка зрения, начинающая теперь преобладать, а именно, что внутреннее ядро - железное, а внешнее сложено силикатами в металлическом состоянии.

Согласно современной теории, с внешним ядром связано магнитное поле Земли. Заряженные электроны движутся во внешнем ядре на глубине между 2900 и 5000 км, описывая круги или петли, и это их движение и приводит к возникновению магнитного поля. Хорошо известно, что советские ракеты, пущенные к Луне, не обнаружили у нашего естественного спутника магнитного поля. Это вполне соответствует предположениям об отсутствии у Луны ядра, подобного земному.

Рассмотрим теперь строение земных недр под океанами.

Хотя за последнее время, начиная с Международного Геофизического Года, дно океана и глубины Земли под океанами изучаются чрезвычайно интенсивно (хорошо известны многочисленные рейсы советского исследовательского корабля «Витязь»), мы знаем геологическое строение территорий океанов все же много хуже, чем строение материков. Установлено, впрочем, что на дне океанов нет щитов, платформ и складчатых зон, подобных тем, которые известны на материках. По рельефу дна в океанах можно выделить в качестве наиболее крупных элементов равнины (или бассейны), океанические хребты и глубоководные рвы.

Равнины занимают широкие пространства на дне всех океанов. Они располагаются почти всегда на одной глубине (5-5,5 км).

Океанические хребты представляют собой широкие бугристые валы. Особенно характерен Атлантический подводный хребет. Он протягивается с севера на юг, в точности по средней линии океана, изгибаясь параллельно берегам окаймляющих материков. Его гребень находится обычно на глубине около 2 км, но отдельные вершины поднимаются выше уровня моря в виде вулканических островов (острова Азорские, Св. Павла, Вознесения, Тристань-да-Кунья). Прямо на продолжении подводного хребта расположена Исландия с ее вулканами.

Подводный хребет в Индийском океане тянется также в меридиональном направлении вдоль средней линии океана. У островов Чагос этот хребет разветвляется. Одна его ветвь идет прямо на север, где на его продолжении в районе Бомбея известны огромные застывшие потоки вулканических базальтов (плато Деккан). Другая ветвь направляется к северо-западу и теряется перед входом в Красное море.

Атлантический и Индийский подводные хребты соединены между собой. В свою очередь Индийский хребет соединяется с Восточно-Тихоокеанским подводным хребтом. Последний тянется в широтном направлении южнее Новой Зеландии, но на меридиане 120° западной долготы резко поворачивает к северу. Он приближается к берегам Мексики и здесь теряется в мелководье перед входом в Калифорнийский залив.

Ряд более коротких подводных хребтов занимает центральную часть Тихого океана. Почти все они вытянуты с юго-востока на северо-запад. На вершине одного такого подводного хребта расположены Гавайские острова, на вершинах других - многочисленные архипелаги более мелких островов.

Примером подводного океанического хребта является также открытый советскими учеными в Северном Ледовитом океане хребет Ломоносова.

Почти все крупные подводные хребты соединены между собой и образуют как бы единую систему. Неясно пока взаимоотношение хребта Ломоносова с другими хребтами.

Глубоководные океанические рытвины представляют собой узкие (100-300 км) и длинные (несколько тысяч километров) желоба в дне океана, в пределах которых наблюдаются максимальные, глубины. Именно в одной из таких рытвин, Марианской, была найдена советским экспедиционным судном «Витязь» наибольшая глубина Мирового океана, достигающая 11034 м. Глубоководные рытвины расположены по периферии океанов. Чаще всего они окаймляют островные дуги. Последние в ряде мест являются характерной особенностью строения переходных зон между материками и океаном. Островные дуги особенно широко развиты по западной периферии Тихого океана - между океаном, с одной стороны, и Азией и Австралией, с другой. С севера на юг гирляндами спускаются дуги островов Алеутских, Курильских, Японских, Бонино-Марианских, Филиппинских, Тонга, Кермадек и Новой Зеландии. Почти все эти дуги с внешней (выпуклой) стороны окаймляются глубоководными рытвинами. Такая же рытвина окаймляет Антильскую островную дугу в Центральной Америке. Другая рытвина окаймляет со стороны Индийского океана островную дугу Индонезии. Некоторые рытвины, находясь на периферии океана, не связаны с островными дугами. Такова, например, Атакамская рытвина у берегов Южной Америки. Периферическое положение глубоководных рытвин, конечно, не случайно.

Говоря о геологическом строении дна океана, прежде всего следует отметить, что в открытом океане толщина накопившихся на дне рыхлых осадков невелика - не больше километра, а часто и меньше. Эти осадки состоят из очень тонких известковых илов, образованных преимущественно микроскопически мелкими раковинками одноклеточных организмов - глобигерин, а также из так называемых красных глубоководных глин, содержащих мельчайшие крупинки окислов железа и марганца. За последнее время во многих местах на огромных расстояниях от берегов обнаружены целые полосы осадков обломочного происхождения - песков. Они явно принесены в эти районы океанов из прибрежных областей и своим существованием указывают на наличие сильных глубоководных течений в океанах.

Другой особенностью является огромное и повсеместное развитие следов вулканической деятельности. На дне всех океанов известно большое количество конусовидных огромных гор; это - погасшие древние вулканы. Много на дне океанов и действующих вулканов. Из этих вулканов изливались и изливаются только базальты и при этом очень однообразные до своему составу, всюду одинаковые. По периферии океанов, на островных дугах, известны и другие лавы, содержащие больше кремнезема, - андезиты, но в средних частях океанов вулканические излияния - только базальтовые. И вообще в средних частях океанов почти неизвестно никаких других твердых горных пород, кроме базальтов. Океанографическая драга всегда поднимала со дна обломки только базальтов, если не считать некоторых осадочных пород. Следует еще упомянуть о глубоких огромных широтных трещинах длиной в несколько тысяч километров, рассекающих дно северо-восточной части Тихого океана. Вдоль этих трещин прослеживаются резкие уступы в дне океана.

Глубинное строение земной коры в океане значительно проще, чем под материками. В океанах отсутствует гранитный слой и рыхлые осадки непосредственно лежат на базальтовом слое, толщина которого значительно меньше, чем на материках: обычно она равна всего 5 км. Таким образом, твердая часть земной коры в океанах состоит из одного километра рыхлых осадков и пяти километров базальтового слоя. То, что этот слой действительно состоит из базальта, для океанов гораздо вероятнее, чем для материков, если учесть широкое распространение базальтов на дне океана и на океанических островах. Если к этому прибавить пять километров средней толщины слоя океанической воды, то глубина нижней границы земной коры (раздела Мохо) под океанами будет всего 11 км - много меньше, чем под материками. Таким образом, океаническая кора тоньше материковой. Поэтому американские инженеры и начали бурение сквозь всю земную кору именно в океане, с плавучей буровой установки, рассчитывая там легче достичь верхних слоев мантии и выяснить их состав.

Есть данные, заставляющие предполагать, что океаническая кора становится толще под подводными хребтами. Там ее толщина 20-25 км и она остается базальтовой. Интересно, что кора имеет океаническое строение не только под открытыми океанами, но и под некоторыми глубокими морями: базальтовая кора и отсутствие гранитного слоя были установлены под глубокой частью Черного моря, под Южным Каспием, под наиболее глубокими впадинами Карибского моря, под Японским морем и в других местах. Моря промежуточной глубины имеют и промежуточное строение коры: она под ними тоньше типичной материковой, но толще океанической, имеет и гранитный и базальтовый слои, но гранитный слой много тоньше, чем на материке. Такая промежуточная кора наблюдается в мелких районах Карибского моря, в Охотском море и в других местах.

Строение мантии и ядра под океанами в общем сходно со строением их под материками. Отличие наблюдается в верхней мантии: «пояс размягчения» (астеносфера) под океанами толще, чем под материками; под океанами этот пояс начинается уже на глубине 50 км и продолжается в глубину до 400 км, тогда как на материках он сосредоточен между 100 и 200 км глубины. Таким образом, различия в строении между материками и океанами распространяются не только на всю толщу земной коры, но и на верхнюю мантию до глубины по крайней мере 400 км. Глубже - в нижних слоях верхней мантии, в нижней мантии, во внешнем и внутреннем ядре - никаких изменений в строении в горизонтальном направлении, никаких различий между материковыми и океаническими секторами Земли пока не найдено.

В заключение скажем несколько слов о некоторых общих свойствах земного шара.

Земной шар излучает тепло. Постоянный поток тепла течет из внутренних частей Земли к поверхности. В связи с этим существует так называемый температурный градиент - повышение температуры с глубиной. В среднем этот градиент принимается равным 30° на 1 км, т. е. с углублением на 1 км температура повышается на 30° Цельсия. Этот градиент, однако, изменяется в очень широких пределах от места к месту. Кроме того, он правилен только для самых поверхностных частей земной коры. Если бы он сохранялся таким же вплоть до центра Земли, то во внутренних областях Земли температура была бы столь высока, что наша планета попросту взорвалась бы. Сейчас нет сомнений в том, что с глубиной температура повышается все медленнее и медленнее. В нижней мантии и в ядре она повышается очень слабо и в центре Земли, видимо, не превышает 4000°.

Исходя из температурного градиента близ поверхности, а также из теплопроводности горных пород, можно вычислить, какое количество тепла притекает из глубины наружу. Оказывается, что каждую секунду Земля со всей своей поверхности теряет 6 ∙ 10 12 калорий. За последнее время было произведено довольно много измерений размера теплового потока Земли в разных местах -на материках и на дне океанов. Оказалось, что в среднем тепловой поток равен 1,2 ∙ 10 -6 кал/см 2 в секунду. В отдельных наиболее обычных случаях он колеблется между 0,5 и 3 ∙ 10 -6 кал/см 2 в секунду, причем нет каких-либо различий в выделении тепла на материках и в океане. Однако на этом равномерном фоне были обнаружены аномальные зоны - с очень высокой отдачей тепла, в 10 раз превышающей нормальный тепловой поток. Такими зонами являются подводные океанические хребты. Особенно много измерений было сделано на Восточно-Тихоокеанском хребте.

Эти наблюдения ставят перед геофизиками интересный вопрос. Сейчас вполне ясно, что источником тепла внутри Земли являются радиоактивные элементы. Они присутствуют во всех горных породах, во всем материале земного шара и при своем распаде выделяют тепло. Если учесть среднее содержание радиоактивных элементов в горных породах, принять, что содержание их в мантии равно содержанию их в каменных метеоритах, а содержание в ядре считать равным содержанию в железных метеоритах, то окажется, что общего количества радиоактивных элементов более чем достаточно для образования наблюдаемого потока тепла. Но известно, что граниты содержат в среднем в 3 раза больше радиоактивных элементов, чем базальты, и соответственно должны больше вырабатывать тепла. Поскольку гранитный слой имеется в земной коре под материками и отсутствует под океанами, можно было бы предполагать, что поток тепла на материках должен быть больше, чем на дне океана. В действительности это не так, в общем поток везде одинаков, но на дне океанов имеются зоны с ненормально высоким тепловым Потоком. В дальнейшем мы попытаемся объяснить эту аномалию.

Форма Земли, как известно, - шар, немного сплюснутый у полюсов. Благодаря сплюснутости радиус от центра Земли к полюсу на 1/300 долю короче радиуса, направленного от центра к экватору. Эта разница составляет примерно 21 км. На глобусе диаметром в 1 м она составит немного больше полутора миллиметров и практически незаметна. Было высчитано, что такую форму должен был бы принять жидкий шар, размером с Землю, вращающийся с той же скоростью. Это значит, что благодаря свойству ползучести, о чем мы говорили выше, материал Земли, подвергаемый очень длительному воздействию центробежной силы, деформировался и принял такую равновесную форму, которую (конечно, гораздо быстрее) приняла бы жидкость.

Интересна противоречивость свойств вещества Земли. Упругие колебания, вызванные землетрясениями, распространяются в нем как в очень твердом теле, а перед лицом длительно действующей центробежной силы то же вещество ведет себя как очень подвижная жидкость. Такая противоречивость обычна для многих тел: они оказываются твердыми, когда на них действует кратковременная сила, удар, подобный сейсмическому толчку, и становятся пластичными, когда сила воздействует на них медленно,-исподволь. Об этом свойстве уже говорилось при описании смятия слоев твердых горных пород в складки. Впрочем, за последнее время появились данные, позволяющие думать, что вещество Земли приспосабливается к действию центробежной силы с некоторым опозданием. Дело в том, что Земля постепенно замедляет свое вращение. Причиной этому служат морские приливы, вызываемые притяжением Луны. На поверхности Мирового океана всегда существуют две выпуклости, одна из которых обращена к Луне, а другая - в противоположную сторону. Эти выпуклости перемещаются по поверхности в связи с вращением Земли. Но вследствие инерции и вязкости воды гребень выпуклости, обращенной к Луне, всегда немного опаздывает, всегда немного смещен по направлению вращения Земли. Поэтому Луна притягивает волну не по перпендикуляру к земной поверхности, а по несколько наклонной линии. Вот этот наклон и приводит к тому, что притяжение Луны все время немного тормозит вращение Земли. Торможение это очень мало. Благодаря ому сутки увеличиваются на две тысячные доли секунды каждые 100 лет. Если такой темп замедления сохранялся в течение геологического времени неизменным, то в юрском периоде сутки были короче на один час, а два миллиарда лет назад - в конце архейской эры - Земля вращалась вдвое быстрее.

Вместе с замедлением вращения должна уменьшаться и центробежная сила; следовательно, должна изменяться форма Земли - постепенно уменьшаться ее сплюснутость. Однако расчеты показывают, что наблюдаемая сейчас форма Земли отвечает не теперешней скорости ее вращения, а той, которая была приблизительно 10 млн. лет назад. Вещество Земли хотя и текуче в условиях длительных давлений, но обладает значительной вязкостью, большим внутренним трением и поэтому подчиняется новым механическим условиям с заметным опозданием.

В заключение укажем на некоторые интересные последствия землетрясений. Колебания, вызываемые обычными землетрясениями, имеют разные периоды. У некоторых землетрясений период короткий - около секунды. Регистрация таких колебаний крайне важна для изучения землетрясений, происшедших недалеко от сейсмической станции, т. е. землетрясений местных. С удалением от очага землетрясения такие колебания быстро затухают. Наоборот, колебания с длинным периодом (18-20 сек.) распространяются далеко; при землетрясении большой силы они могут пройти земной шар насквозь или обойти его по поверхности. Такие колебания регистрируются на многих сейсмических станциях и удобны для изучения далеких землетрясений. Именно с помощью длиннопериодных колебаний сейсмическая станция «Москва» может регистрировать землетрясения, происходящие в Южной Америке или на Филиппинах.

В последние годы были обнаружены колебания, вызванные землетрясениями, с очень длинным периодом, равным приблизительно часу. Сверхдлинные сейсмические волны были, например, образованы сильнейшим землетрясением в Чили в 1960 г. Такие волны, раньше чем угаснуть, обходят вокруг земного шара семь-восемь раз, а то и больше.

Расчеты показывают, что сверхдлинные волны вызваны колебаниями всего земного шара. Энергия некоторых землетрясений настолько велика, что они как бы раскачивают весь земной шар, заставляя его целиком, пульсировать. Правда, амплитуда таких колебаний незначительна: вдали от очага землетрясения она может быть замечена только чувствительными приборами и полностью угасает в течение нескольких суток. Однако все же явление «дрожания» всей Земли в целом не может не производить впечатления. Общие колебания всей Земли оказались полезными для определения некоторых физических свойств земного шара.

1. Строение Земли

Земля по своей форме близка к шару и подобна другим планетами Солнечной системы. Для неточных расчетов принимают, что Земля – шар с радиусом, равным 6370 (6371) км. Более точно фигура Земли – трехосный эллипсоид вращения , хотя ее форма не соответствует ни одной правильной геометрической фигуре. Иногда ее называют сфероидом . Считается, что она имеет форму геоида . Эта фигура получается, если провести воображаемую поверхность, которая совпадает с уровнем воды в океанах, под континенты.

Наибольшая глубина (Марианская впадина) – 11521 (11022) м; наибольшая высота (г. Эверест) – 8848 м.

На 70,8 % поверхность занята водами и только 29,2 % - сушей.

Размеры Земли можно охарактеризовать следующими цифрами:

Полярный радиус ~ 6 357 км. Экваториальный радиус ~ 6 378 км.

Сплюснутость - 1/298,3. Окружность по экватору ~ 40 076 км.

Поверхность Земли - 510 млн. км 2 . Объем Земли - 1 083 млрд. км 3 .

Масса Земли - 5,98.10 27 т Плотность – 5,52 см 3 .

Плотность увеличивается с глубиной: на поверхности – 2,66; 500 км – 3,33;. 800 км – 3,76; 1300 км – 5,00; 2500 км – 7,40; 500 км – 10,70; в центре – до 14,00 г/см 3 .

Рис.1. Схема внутреннего строения Земли

Земля состоит из оболочек (геосфер) – внутренних и внешних.

Внутренние геосферы – земная кора, мантия и ядро.

1. Земная кора . Мощность земной коры в различных районах Земного шара неодинакова. Под океанами она изменяется от 4 до 20 км, а под континентами – от 20 до 75 км. В среднем же для океанов ее мощность составляет 7…10 км, для континентов – 37…47 км. Средняя толщина (мощность) составляет всего 33 км. Нижняя граница земной коры определяется резким увеличением скорости распространения сейсмических волн и называется разделом Мохоровичича (юг. сейсмограф), где отмечено скачкообразное увеличение скорости распространения упругих (сейсмических) волн с 6,8 до 8,2 км/с. Синоним – подошва земной коры .

Кора имеет слоистое строение. В ней выделяют три слоя: осадочный (самый верхний), гранитный и базальтовый .

Мощность гранитного слоя увеличивается в молодых горах (Альпы, Кавказ) и достигает 25…30 км. В районах древней складчатости (Урал, Алтай) наблюдается уменьшение мощности гранитного слоя.

Базальтовый слой распространен повсеместно. Чаще базальты встречаются уже на глубине 10 км. В виде отдельных пятен они внедряются в мантию на глубине 70…75 км (Гималаи).

Границу раздела между гранитным и базальтовым слоем называют поверхностью Конрада (австр. геофизикКонрад В.), также характеризующаяся скачкообразным увеличением скорости прохождения сейсмических волн.

Выделяют два типа земной коры: континентальную (трехслойную) и океаническую (двухслойную). Граница между ними не совпадает с границей материков и океанов и проходит по дну океанов на глубинах 2,0…2,5 км.

Континентальный тип коры состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Мощность зависит от геологического строения района. На высоко поднятых участках кристаллических пород осадочный слой практически отсутствует. Во впадинах же его мощность достигает иногда 15…20 км.

Океанический тип коры состоит из осадочного и базальтового слоев. Осадочный слой покрывает практически все дно океанов. Мощность его колеблется в пределах сотен и даже тысяч метров. Базальтовый слой распространен также повсеместно под дном океанов. Мощность земной коры в океанических бассейнах неодинаковая: в Тихом океане она составляет 5…6 км, в Атлантическом – 5…7 км, в Северном Ледовитом – 5…12 км, в Индийском – 5…10 км.

Литосфера – каменная оболочка Земли, объединяющая земную кору, подкорковую часть верхней мантии и подстилаемая астеносферой (слой пониженной твердости, прочности и вязкости).

Таблица 1

Характеристика оболочек твердой Земли

Геосфера	Интервал глубин, км	Плотность, г/см 3	от объема, %	Масса, 10 25 т	от массы Земли, %
Земная кора
Раздел Мохоровичича
Внешняя В
Переходный слой С
Раздел Вихерта-Гутенберга
Внешнее Е
Переходный слой F
Внутреннее G

2. Мантия (греч. покрывало, плащ) располагается на глубине 30…2900 км. Ее масса составляет 67,8 % массы Земли и более чем в 2 раза превышает массу ядра и коры, вместе взятых. Объем составляет 82,26 %. Температура поверхности мантии колеблется в интервале 150…1000 °С.

Мантия состоит из двух частей – нижней (слой D) с подошвой ~ 2900 км и верхней (слой B) до глубины 400 км. Нижняя мантия – Mn, Fe, Ni. В ней распространены ультраосновные породы, поэтому оболочку нередко называют перидотитовой или каменной. Верхняя мантия – Si, Mg. Она активна, содержит очаги расплавленных масс. Здесь зарождаются сейсмические и вулканические явления, горообразовательные процессы. Существует и переходной слой Голицына (слой С) на глубине 400…1000 км.

В верхней части мантии, подстилающей литосферу, находится астеносфера . Верхняя граница глубиной около 100 км под материками и около 50 км под дном океана; нижняя – на глубине 250…350 км. Астеносфера играет большую роль в происхождении эндогенных процессов, протекающих в земной коре (магматизм, метаморфизм и т.д.). По поверхности астеносферы происходит перемещение литосферных плит, создающих структуру поверхности нашей планеты.

3. Ядро Земли начинается с глубины 2900 км. Внутреннее ядро – твердое тело, внешнее ядро – жидкость. Масса ядра до 32 % массы Земли, а объем – до 16 %. Земное ядро почти на 90 % состоит из железа с примесью кислорода, серы, углерода и водорода. Радиус внутреннего ядра (слой G), состоящего из железо-никелевого сплава ~ 1200…1250 км, переходный слой (слой F) ~ 300…400 км, радиус внешнего ядра (слой E) ~ 3450…3500 км. Давление - около 3,6 млн. атм., температура - 5000 °С.

В отношении химического состава ядра существуют две точки зрения. Одни исследователи считают, что ядро, подобно железным метеоритам, состоит из Fe и Ni. Другие предполагают, что, аналогично мантии, ядро сложено силикатами Fe и Mg. Причем вещество находится в особом металлизированном состоянии (электронные оболочки частично разрушены).

Внешние геосферы – гидросфера (водная оболочка), биосфера (сфера жизнедеятельности организмов) и атмосфера (газовая оболочка).

Гидросфера покрывает земную поверхность на 70,8 %. Средняя мощность ее около 3,8 км, наибольшая – > 11 км. Образование гидросферы связано с дегазацией воды из мантии Земли. Она находится в тесной взаимосвязи с литосферой, атмосферой и биосферой. Общий объем гидросферы по отношению к объему земного шара не превышает 0,13 %. Более 98 % всех водных ресурсов Земли составляют соленые воды океанов, морей и др. Общий объем пресных вод равен 28,25 млн. км 3 или около 2 % всей гидросферы.

Таблица 2

Объем гидросферы

Части гидросферы	Объем всей воды,	Объем пресной воды, тыс.м 3	Интенсивность водообмена, лет
Мировой океан
Подземные воды
Почвенная влага
Пары атмосферы
Речные воды
Вода в живых организмах (биологическая)

* – вода, подвергаемая активному водообмену

Биосфера (сфера жизнедеятельности организмов) связана с поверхностью Земли. Она находится в постоянном взаимодействии с литосферой, гидросферой и атмосферой.

Атмосфера. Верхней ее границей является высота (3 тыс. км), где плотность почти уравновешивается с плотностью межпланетного пространства. Химически, физически и механически воздействует на литосферу, регулируя распределение тепла и влаги. Атмосфера имеет сложное строение.

От поверхности Земли вверх она подразделяется на тропосферу (до 18 км), стратосферу (до 55 км), мезосферу (до 80 км), термосферу (до 1000 км) и экзосферу (сфера рассеивания). Тропосфера занимает около 80 % общей атмосферы. Ее мощность 8…10 км над полюсами, 16…18 км – над экватором. При средней для Земли годовой температуре + 14 о С на уровне моря у верхней границы тропосферы она падает до – 55 о С. У поверхности Земли наиболее высокая температура достигает 58 о С (в тени), а наиболее низкая падает до – 87 о С. В тропосфере происходят вертикальные и горизонтальные перемещения воздушных масс, во многом определяющие круговорот воды, теплообмен , перенос пылеватых частиц.

Магнитосфера Земли – самая внешняя и протяженная оболочка Земли, представляющая собой околоземное пространство, где напряженность земного электромагнитного поля превышает напряженность внешних электромагнитных полей. Магнитосфера имеет сложную, непостоянную по конфигурации форму и магнитный шлейф. Внешняя граница (магнитопауза) установлена на расстоянии ~ 100…200 тыс. км от Земли, где магнитное поле ослабевает и становится соизмеримой с космическим магнитным полем

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

Эра
(продолжитель-­	Периоды	Складчатость	Типичные организмы
ность, млн. лет)
Кайнозойская	Четвертичный		Появление человека
(65+3)	Неогеновый	Кайнозойская	Расцвет фауны мле­-
		(альпийская)	копитающих и птиц
	Палеогеновый		Расцвет покрыто­
			семенных растений
Мезозойская	Меловой	Мезозойская	Появление птиц
(170+5)	Юрский		Расцвет гигантских
			пресмыкающихся
	Триасовый		Расцвет голосемен­-
			ных растений
Палеозойская	Пермский	Позднепалео-	Морские кораллы,
(340+10)		зойская (герцин-	трилобиты, крупные
		ская)	земноводные
	Каменноуголь-­
	ный
	Девонский	Раннепалео-	Расцвет плауновых
	Силурийский	зойская (кале-	и папоротников
		донская)
	Ордовикский
	Кембрийский
		Байкальская
Протерозой			Синезеленые водо­- росли, примитивные морские животные
(~2000)	Общепринятых
	подразделений
Архей	нет
(~ 2000)

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.