Современные представления о строении Земли

Содержание

1. Современные представления о строении Земли……………………………………………1

1.1 Земная кора…………………………………………………………………………………..1

1.2 Верхняя мантия………………………………………………………………………………5

1.3 Ядро Земли…………………………………………………………………………………...6

1.4 Методы изучения внутреннего строения земли…………………………………………...6

1.5 Агрегатное состояние вещества внутри земли…………………………………………….7

2 Реки и их геологическая деятельность……………………………………………………….9

2.1 Цикличность развития речных долин……………………………………………………..10

2.2 Речные системы и их системы……………………………………………………………..11

2.3 Теоретическое и практическое значение деятельности рек……………………………...14

3 Упругие и пластические деформации земной коры………………………………………...15

Список использованных источников…………………………………………………………..18

 

 

Современные представления о строении Земли

Земная кора

Термин «земная кора» введен в геологическую литературу Ч. Лайелем в 1835 г. и первоначально относился лишь к таким «поверхностным частям планеты, которые доступны наблюдению человека» и — эти поверхностные слои были сложены, главным образом «гипергенными» образованиями, т. е. горными породами, первоначально возникшими на дневной поверхности.

С 1952-58 гг., после обобщения большого статистического геофизического (в основном сейсмологического) материала под этим термином стала пониматься относительно разуплотненная (плотность сверху вниз постепенно возрастает от 2,4–2,6 до 2,9–3,0 г/см³, средняя плотность около 2,85 г/см³), низкоскоростная (скорости продольных волн вниз по разрезу возрастают от 2,5–4,5 до 7,2–7,4 км/сек), высокоомная (электропроводность сухих твердых горных пород составляет 10^–6–10^–3 Ом^-1·м^-1) внешняя планетарная оболочка, ограниченная снизу резким сейсмическим разделом Мохоровичича¹.

В строении земной коры участвуют все типы горных пород (метаморфические, осадочные и магматические). От верхней мантии земная кора отделяется границей Мохо или Мохоровичича (граница М), которая океанами лежит на глубинах 5–15 км, под континентами — 25–70 км.

Где образуется земная кора?

Приращение массы какой либо геосферы или планеты в целом называется АККРЕЦИЕЙ (по Ю. М. Пущаровскому).

Аккреция океанической коры происходит главным образом в зонах спрединга за счет поступления мантийных базальтовых магм. Здесь литосфера создается со средней скоростью 6 см/год, т. е. отодвигается от СОХ со скоростью 3 см/год.

Аккреция земной коры переходного (островодужного) типа — за счет субстрата океанической земной коры с появлением в ней магматических сиалических масс, андезитового вулканизма, формирования мощных осадочных комплексов, а также процессов тектонического скучивания.

Аккреция континентальной коры происходит при дальнейшей сиализации коры переходного типа под воздействием магматических, метаморфических и тектонических процессов на конвергентных границах литосферных плит.

Выделяют несколько типов земной коры: 1) континентальный; 2) субконтинентальный 3) океанский; и 4) субокеанский. Континентальная, в свою очередь, подразделяется на два подтипа 1А) континентальная земная кора орогенных поясов и 1Б) континентальная земная кора платформ.

Граница между условно базальтовым слоем и гранитным называется «границей Конрада». Эту границу в конце 80-х годов непосредственно изучили, когда Кольская сверхглубокая скважина пересекла ее на глубине около 7 км. Никакого вещественно выраженного раздела там не оказалось. Это видимо чисто геофизическая граница, связанная с физическим переходом вещества в новое состояние — более плотное или более напряженное.

2. Субконтинентальный тип земной коры (островных или вулканических дуг). Этот тип земной коры стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада в областях развития вулканических дуг по краям континентов в так называемых областях субдукции активных континентальных окраин (Курильские, Алеутские острова).

3. Океанская земная кора. Формируется в зонах срединно-океанических хребтов в результате раздвижения океанического дна — СПРЕДИНГА. Имеет трехслойное строение и 5–9 (12) в среднем 6–7 км мощности. Первый, самый верхний, слой сложен рыхлыми осадками и достигает всего 600 м мощности. Второй слой представлен базальтовыми лавами подушечного типа в верхней своей части и в виде параллельных вертикальных даек в нижней. Мощность его 1,0–1,5 до 2,5–3,0 км. Третий слой состоит из интрузивного габбро, которое в верхней части имеет массивную текстуру, в средней — полосчатую, а в нижней приобретает черты ультрабазитовых пород. Мощность этого слоя составляет от 3,5 до 5,0 км.

 

Рис. 1 Типы земной коры: 1А - континентальная, орогенов; 1Б - континентальная, платформ; 2 - субконтинентальная или островных дуг; 3 - океанская центральных частей ложа океанов или талассократонов; 4 - субокеанская, окраинных и внутренних морей

 

Остатки или обломки земной коры океанского типа в пределах континентов называются офиолитами («ophiolite» — термин ввел в геологическую литературу Штейман, 1905 г.). В пределы континентальной земной коры они попадают в результате обдуцирования во время столкновения и коллизии литосферных плит. Значение их велико — они маркируют шовную зону (сутуру), по которой произошло замыкание или закрытие океана геологического прошлого.

4. Субокеанский тип земной коры наблюдается под окраинными и внутренними морями (Охотское, Японское, Средиземноморское, Черное и др.). По строению земная кора этого типа близка к земной коре океанского типа, отличаясь от нее повышенной мощностью (до 4–10 км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океаническом слое мощностью 5–10, местами до 25–30 км.

Рис. 2 Триада Штеймана — дружеский шарж друзей на представления о строении земной коры океанов геолога Штеймана (1905 г.)

Некоторые исследователи этот и тип земной коры в зонах срединно-океанических хребтов считают одинаковыми, с той лишь разницей, что в субокеанском типе более мощный слой осадочных мелководных отложений, а в срединно-океаническом хребте осадки все глубоководные.

Верхняя мантия

О составе пород мантии судят по обломкам, выносимым кимберлитовой магмой с глубины, где наряду с перидотитами содержащими гранат, шпинель, алмазы, встречаются включения высоко метаморфизованных пород — эклогитов.

Эклогиты близки по составу основной глубинной породе — габбро, но отличаются от нее большей плотностью, что говорит о том, что они были сформированы на большой глубине при больших давлениях (глубина до 150–200 км — глубина зарождения алмазов).

Анализируя средний состав пород верхней мантии ученые пришли к выводу о том, что она состоит главным образом из перидотита с гранатом. Такие породы они называют (А. Е. Рингвуд, 1962) пиролитом (по корням породообразующих эту породу минералам — пир оксена и оли вина) или пироксеново-оливиновой. Эта порода по предположениям ученых (В. Н. Жарков) должна распространяться до глубины 350—400 км. Ее состав: 57% оливина, 17% ортопироксена, 12% клинопироксена, 14% граната.

Верхний слой мантии считают твердым до глубины 100–200, а иногда даже до 400 км. Этот слой называют слоем В (по К. Буллену) или волноводом и совместно с земной корой включают в состав литосферы (литос — камень).

ЛИТОСФЕРА (термин lithosphere введен в геологическую литературу Дж. Баррелом в 1916 г.) — верхняя твердая оболочка Земли, включающая земную кору и верхнюю мантию до волновода Голицина-Гуттенберга. Мощность литосферы в океанах в пределах рифтовых долин срединно-океанических хребтов 5–10 км, и до 70–80 км по периферии океанов, что позволяет указывать на ее связь с возрастом. Литосфера континентов в большинстве случаев образована одной лишь корой (под молодыми платформами и орогенами), и только в пределах неактивизированных частей древних платформ включает еще 50–100-километровый слой внешней мантии. Средняя же толщина литосферы — ленты, которая движется по астеносфере составляет 80 км (Городницкий, Сорохтин, 1979).

Ниже литосферы в мантии отмечается менее вязкий (или более жидкий, податливый) или более пластичный слой, называемый АСТЕНОСФЕРНЫМ (греч. астенос — слабый) или слоем Голицина. Граница литосферы и астеносферы — фазовая, т. е. характеризуется постепенным переходом частично расплавленного вещества астеносферы в кристаллическое литосферы.

С астеносферным слоем связывают горизонтальные перемещения литосферных плит (литосферные плиты скользят по нему как по маслу). Под рифтами срединно-океанических хребтов этот слой залегает на глубинах 2–3 км от поверхности дна, а под континентами его часто не могут обнаружить и на глубинах 200–250 км, от чего иногда говорят о его линзовидном распространении (идея астенолинз). Нижняя граница астеносферы залегает на глубинах 300–400 км.

Ниже астеносферного слоя залегает подастеносферный слой (слой Голицина) до глубин 700–1000 км. Состав его считают примерно тем же, что и астеносферного, т. е. состоящим из оливина, пироксена и граната, только их фазовое состояние несколько иное — шпинелевое. В этом состоянии атомы и молекулы минералов приобретают плотнейшую упаковку близкую к кубической гранецентрированной, в результате чего плотность горных пород возрастает на 11% по отношению к оливиновой упаковке вышележащих слоев пиролита.

В основании слоя Голицина на глубинах 700–1000 км происходит еще большее уплотнение «горных пород», где структура шпинели переходит в перевскитовую (Ca,TiO3). Поэтому нижний слой мантии (нижнюю мантию) называют перевскитовым или слоем D. Этот слой распространяется до глубины 2900 км, с которой начинается уже жидкое внешнее ядро Земли.

Ядро Земли

Почему внешнее ядро Земли жидкое? Да потому, что поперечные волны в этом слое не распространяются, а продольные испытывают скачок скорости распространения с 13,6 км/с до 8,0–8,1 км/с.

На границе с внутренним твердым ядром Земли скорость продольных волн опять возрастает. Состав внутреннего ядра Земли большинство ученых считают железным с примесью никеля и серы и, возможно, кремния или кислорода. Некоторые исследователи считают ядро железоводородным (карбид железа).

 

Речные системы и их системы

Река - это естественный водный поток, текущий по одному и тому же месту постоянно или с перерывами в сухой сезон (пересыхающие реки). Место начала реки называется ее истоком. Истоком могут служить озера, болота, источники, ледники. Место впадения реки в море, озеро или другую реку называется устьем. Река, впадающая в другую реку, называется притоком.

Устья рек могут быть дельтами и эстуариями. Дельты возникают на мелководных участках моря или озера в результате накопления речных отложений, имеют в плане форму треугольника. Русло реки здесь ветвится на множество рукавов и проток, располагающихся обычно веерообразно. Эстуарии - однорукавные, воронкообразные устья рек, расширяющиеся в сторону моря (устья Темзы, Сены, Конго, Оби). Обычно прилегающая к эстуарии часть моря имеет большие глубины, а речные наносы удаляются морскими течениями. Немноговодные пустынные реки иногда оканчиваются слепыми устьями, т.е. не доходят до водоема (Мургаб, Теджент, Куперс-Крик).

Главная река со всеми притоками образует речную систему. Территория, с которой река собирает поверхностные и подземные воды, называется бассейном. У каждой реки свой бассейн. Крупнейшие бассейны имеют реки Амазонка (более 7 млн. км²), Конго (около 4 млн. км²), в России - Обь (около 3 млн. км²). Граница между бассейнами рек называется водоразделом.

Текучая вода реки за длительное время вырабатывает длинные и сложные речные долины. Речная долина - вогнутая извилистая форма рельефа, которая тянется от истока до устья и имеет уклон в сторону устья. Она состоит из русла, поймы, террас.

Русло - углубление в речной долине, по которому постоянно текут воды реки. Пойма - часть речной долины, которая заполняется водой в период половодья. Над поймой обычно поднимаются склоны долины, часто ступенчатой формы. Эти ступени называются террасы. Они возникают в результате размывающей деятельности (эрозии) реки. Речное русло в плане обычно имеет извилистую форму и характеризуется чередованием более глубоких участков (плесов) с более мелкими (перекатами). Извилины реки называются излучинами, или меандрами, линии наибольших глубин - фарватером.

Все приведенные характеристики реки - ее природные характеристики. Кроме них - и не менее важным - является комплекс расчетных характеристик, которые тесно связаны, а иногда и перемежаются с природными.

Важными характеристиками реки служат ее падение, уклон, скорость течения, расход и сток. Падение реки - превышение ее истока над устьем (разность высот двух пунктов). Уклон русла - отношение падения к длине реки - geoglobus.ru. К примеру, высота истока Волги 226 м, устья -28 м, длина 3530 км. Тогда ее уклон будет равен: 226 - (-28) / 3530 = = 7,2 см/км. Так же вычисляются падения и уклоны отдельных участков реки, если известны их высота и длина. Падение и уклоны, как правило, уменьшаются от истоков к устью, от их величины зависит скорость течения, они характеризуют энергию потока.

Каждая река имеет верхнее, среднее и нижнее течения. Верхнее течение отличается значительными уклонами и большой размывающей деятельностью, нижнее - наибольшей массой воды и меньшей скоростью.

Скорость течения водного потока измеряется в метрах в секунду (м/с) и неодинакова в различных ее частях. Она последовательно увеличивается от дна и стенок русла к средней части потока. Измеряется скорость различными способами, например, гидрологическими поплавками или гидрометрическими вертушками.

Водный режим реки характеризуется расходом воды и стоком. Расход - это количество воды, проходящее по руслу реки в одну секунду, или объем воды, протекающий через поперечное сечение потока в единицу времени. Обычно расход выражается в кубических метрах в секунду (м³/с). Он равен площади поперечного сечения потока умноженной на среднюю скорость течения. Расход воды за длительное время - месяц, сезон, год - называется стоком. Количество воды, которое несут реки в среднем за год, называется водоносностью.

Самая многоводная река земного шара - Амазонка. Ее средний расход - 20 тыс. м³/с, годовой сток около 7 тыс. км³. В нижнем течении ширина Амазонки в некоторых местах доходит до 80 км. На втором месте по водности стоит р.Конго (расход - 46 тыс. м³/с), затем Ганг, Янцзы. В России наиболее многоводные реки Енисей (расход 19,8 тыс. м³/с) и Лена (17 тыс. м³/с). Самая длинная река в мира - Нил (с Кагерой) - 6671 км, в России - Амур (с Аргунью) - 4440 км.

Реки в зависимости от рельефа разделяются на две большие группы: равнинные и горные. Многие реки в верховьях - горные, в среднем и нижнем течении - равнинные. Горные реки имеют значительные падения и уклоны (до 2,4 и даже до 10 м/км), быстрое течение (3-6 м/с), обычно текут в узких долинах. Участки рек с бурным течением, приуроченные к местам выходов на поверхность трудно размываемых пород, носят название порогов. Падение воды с отвесного уступа в русле реки называется водопадом. Самый высокий водопад на Земле - Анхель (1054 м) на р.Карони (приток Ориноко, Ю.Америка); водопад Виктория на р.Замбези (Африка) имеет высоту 120 м, а ширину - 1800 м. Равнинные реки характеризуются незначительными падениями и уклонами (10-110 см/км), медленным течением (0,3-0,5 м/с), обычно текут в широких долинах.

Значительную часть водного потока составляют растворенные соли и твердые вещества. Весь переносимый рекой твердый материал называют твердым стоком. Выражают его массой или объемом материала, который переносит река за определенное время (сезон, год). Это чрезвычайно большая работа рек. Средний годовой твердый сток, например, Амударьи составляет около 100 млн. т твердого материала. Речные наносы засоряют оросительные системы, заполняют водохранилища, затрудняют работу гидротурбин. От объема твердого стока зависит мутность воды, которая измеряется в граммах вещества, содержащегося в 1 м³ воды. На равнинах мутность речных вод наименьшая в лесной зоне (в тайге - до 20 г/м³), а наибольшая - в степной (500 - 1000 г/м³).

Важнейшей характеристикой рек является их питание. Выделяются четыре источника питания: снеговое, дождевое, ледниковое, подземное. Роль каждого из них в разные сезоны года и в разных местах неодинакова. Большинство рек имеет смешанное питание. Дождевое характерно для рек экваториальных, тропических и муссонных областей. Снеговое питание отмечается у рек умеренных широт с холодными, снежными зимами. Ледниковое питание получают реки, начинающиеся в высоких, покрытых ледниками горах. Почти все реки в той или иной мере питаются подземными водами. Благодаря им реки не пересыхают летом и не иссякают подо льдом.

От питания в значительной мере зависит режим рек. Режим рек - это изменение величины расхода воды по сезонам года, колебание уровня, изменение температуры воды. В годовом водном режиме рек выделяются периоды с типично повторяющимися уровнями, которые называются меженью, половодьем, паводком.

Межень - наиболее низкий уровень воды в реке. В межени расход и сток рек незначительны, главный источник питания - подземные воды. В умеренных и высоких широтах бывает летняя и зимняя межень. Летняя межень наступает в результате поглощения осадков почвой и сильного испарения, зимняя межень - в результате отсутствия поверхностного питания.

Половодье - высокий и длительный подъем уровня воды в реке, сопровождающийся затоплением поймы. Наблюдается ежегодно в один и тот же сезон. В половодье реки имеют наибольшую водность, на этот период приходится большая часть годового стока (до 60-80%). Половодья вызываются весенним таянием снега на равнинах или летним таянием снега и льда в горах и в полярных областях. Нередко половодья вызывают длительные и обильные дожди в теплый период года.

Паводок - быстрое, но кратковременное поднятие уровня воды в реке. В отличие от половодья паводок возникает нерегулярно. Образуется обычно от дождей, иногда от быстрого таяния снега или сбросов воды из водохранилищ. Вниз по реке паводок распространяется волной, которая постепенно затухает.

Наводнения - наиболее высокие подъемы воды, затопляющие местности, расположенные в речной долине, и прилегающие низинные территории. Наводнения образуются в результате обильного притока воды в период снеготаяния или ливней, а также вследствие загромождения русла льдом в период ледохода - geoglobus.ru. В Калининградской области (р.Преголя) и Санкт-Петербург (р.Нева) они связаны также с ветровым нагоном воды со стороны моря и подпора речного потока. Наводнения часты на реках Дальнего Востока (муссонные дожди), на Миссисипи, Огайо, Дунае, Ганге и др. Они причиняют большой вред.

Реки холодных и умеренных широт в холодный период года замерзают и покрываются льдом. Мощность ледяного покрова может достигать 2 м и более. Однако некоторые участки рек не замерзают, например, на мелком участке с быстрым течением, или при выходе рек из глубокого озера, или на месте большого количества источников. Эти участки называются полыньями.

Вскрытие реки весной, при котором наблюдается движение разломанных льдин вниз по течению реки, называется ледоходом. Ледоход нередко сопровождается заторами и зажорами. Заторы - скопление плывущего льда, вызванное какими-либо препятствиями. Зажоры - скопление внутриводного льда. Те и другие вызывают резкий подъем уровня воды, а при прорыве - быстрое ее движение вместе со льдом.

Содержание

1. Современные представления о строении Земли……………………………………………1

1.1 Земная кора…………………………………………………………………………………..1

1.2 Верхняя мантия………………………………………………………………………………5

1.3 Ядро Земли…………………………………………………………………………………...6

1.4 Методы изучения внутреннего строения земли…………………………………………...6

1.5 Агрегатное состояние вещества внутри земли…………………………………………….7

2 Реки и их геологическая деятельность……………………………………………………….9

2.1 Цикличность развития речных долин……………………………………………………..10

2.2 Речные системы и их системы……………………………………………………………..11

2.3 Теоретическое и практическое значение деятельности рек……………………………...14

3 Упругие и пластические деформации земной коры………………………………………...15

Список использованных источников…………………………………………………………..18

 

 

Современные представления о строении Земли

Земная кора

Термин «земная кора» введен в геологическую литературу Ч. Лайелем в 1835 г. и первоначально относился лишь к таким «поверхностным частям планеты, которые доступны наблюдению человека» и — эти поверхностные слои были сложены, главным образом «гипергенными» образованиями, т. е. горными породами, первоначально возникшими на дневной поверхности.

С 1952-58 гг., после обобщения большого статистического геофизического (в основном сейсмологического) материала под этим термином стала пониматься относительно разуплотненная (плотность сверху вниз постепенно возрастает от 2,4–2,6 до 2,9–3,0 г/см³, средняя плотность около 2,85 г/см³), низкоскоростная (скорости продольных волн вниз по разрезу возрастают от 2,5–4,5 до 7,2–7,4 км/сек), высокоомная (электропроводность сухих твердых горных пород составляет 10^–6–10^–3 Ом^-1·м^-1) внешняя планетарная оболочка, ограниченная снизу резким сейсмическим разделом Мохоровичича¹.

В строении земной коры участвуют все типы горных пород (метаморфические, осадочные и магматические). От верхней мантии земная кора отделяется границей Мохо или Мохоровичича (граница М), которая океанами лежит на глубинах 5–15 км, под континентами — 25–70 км.

Где образуется земная кора?

Приращение массы какой либо геосферы или планеты в целом называется АККРЕЦИЕЙ (по Ю. М. Пущаровскому).

Аккреция океанической коры происходит главным образом в зонах спрединга за счет поступления мантийных базальтовых магм. Здесь литосфера создается со средней скоростью 6 см/год, т. е. отодвигается от СОХ со скоростью 3 см/год.

Аккреция земной коры переходного (островодужного) типа — за счет субстрата океанической земной коры с появлением в ней магматических сиалических масс, андезитового вулканизма, формирования мощных осадочных комплексов, а также процессов тектонического скучивания.

Аккреция континентальной коры происходит при дальнейшей сиализации коры переходного типа под воздействием магматических, метаморфических и тектонических процессов на конвергентных границах литосферных плит.

Выделяют несколько типов земной коры: 1) континентальный; 2) субконтинентальный 3) океанский; и 4) субокеанский. Континентальная, в свою очередь, подразделяется на два подтипа 1А) континентальная земная кора орогенных поясов и 1Б) континентальная земная кора платформ.

Граница между условно базальтовым слоем и гранитным называется «границей Конрада». Эту границу в конце 80-х годов непосредственно изучили, когда Кольская сверхглубокая скважина пересекла ее на глубине около 7 км. Никакого вещественно выраженного раздела там не оказалось. Это видимо чисто геофизическая граница, связанная с физическим переходом вещества в новое состояние — более плотное или более напряженное.

2. Субконтинентальный тип земной коры (островных или вулканических дуг). Этот тип земной коры стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада в областях развития вулканических дуг по краям континентов в так называемых областях субдукции активных континентальных окраин (Курильские, Алеутские острова).

3. Океанская земная кора. Формируется в зонах срединно-океанических хребтов в результате раздвижения океанического дна — СПРЕДИНГА. Имеет трехслойное строение и 5–9 (12) в среднем 6–7 км мощности. Первый, самый верхний, слой сложен рыхлыми осадками и достигает всего 600 м мощности. Второй слой представлен базальтовыми лавами подушечного типа в верхней своей части и в виде параллельных вертикальных даек в нижней. Мощность его 1,0–1,5 до 2,5–3,0 км. Третий слой состоит из интрузивного габбро, которое в верхней части имеет массивную текстуру, в средней — полосчатую, а в нижней приобретает черты ультрабазитовых пород. Мощность этого слоя составляет от 3,5 до 5,0 км.

 

Рис. 1 Типы земной коры: 1А - континентальная, орогенов; 1Б - континентальная, платформ; 2 - субконтинентальная или островных дуг; 3 - океанская центральных частей ложа океанов или талассократонов; 4 - субокеанская, окраинных и внутренних морей

 

Остатки или обломки земной коры океанского типа в пределах континентов называются офиолитами («ophiolite» — термин ввел в геологическую литературу Штейман, 1905 г.). В пределы континентальной земной коры они попадают в результате обдуцирования во время столкновения и коллизии литосферных плит. Значение их велико — они маркируют шовную зону (сутуру), по которой произошло замыкание или закрытие океана геологического прошлого.

4. Субокеанский тип земной коры наблюдается под окраинными и внутренними морями (Охотское, Японское, Средиземноморское, Черное и др.). По строению земная кора этого типа близка к земной коре океанского типа, отличаясь от нее повышенной мощностью (до 4–10 км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океаническом слое мощностью 5–10, местами до 25–30 км.

Рис. 2 Триада Штеймана — дружеский шарж друзей на представления о строении земной коры океанов геолога Штеймана (1905 г.)

Некоторые исследователи этот и тип земной коры в зонах срединно-океанических хребтов считают одинаковыми, с той лишь разницей, что в субокеанском типе более мощный слой осадочных мелководных отложений, а в срединно-океаническом хребте осадки все глубоководные.

Верхняя мантия

О составе пород мантии судят по обломкам, выносимым кимберлитовой магмой с глубины, где наряду с перидотитами содержащими гранат, шпинель, алмазы, встречаются включения высоко метаморфизованных пород — эклогитов.

Эклогиты близки по составу основной глубинной породе — габбро, но отличаются от нее большей плотностью, что говорит о том, что они были сформированы на большой глубине при больших давлениях (глубина до 150–200 км — глубина зарождения алмазов).

Анализируя средний состав пород верхней мантии ученые пришли к выводу о том, что она состоит главным образом из перидотита с гранатом. Такие породы они называют (А. Е. Рингвуд, 1962) пиролитом (по корням породообразующих эту породу минералам — пир оксена и оли вина) или пироксеново-оливиновой. Эта порода по предположениям ученых (В. Н. Жарков) должна распространяться до глубины 350—400 км. Ее состав: 57% оливина, 17% ортопироксена, 12% клинопироксена, 14% граната.

Верхний слой мантии считают твердым до глубины 100–200, а иногда даже до 400 км. Этот слой называют слоем В (по К. Буллену) или волноводом и совместно с земной корой включают в состав литосферы (литос — камень).

ЛИТОСФЕРА (термин lithosphere введен в геологическую литературу Дж. Баррелом в 1916 г.) — верхняя твердая оболочка Земли, включающая земную кору и верхнюю мантию до волновода Голицина-Гуттенберга. Мощность литосферы в океанах в пределах рифтовых долин срединно-океанических хребтов 5–10 км, и до 70–80 км по периферии океанов, что позволяет указывать на ее связь с возрастом. Литосфера континентов в большинстве случаев образована одной лишь корой (под молодыми платформами и орогенами), и только в пределах неактивизированных частей древних платформ включает еще 50–100-километровый слой внешней мантии. Средняя же толщина литосферы — ленты, которая движется по астеносфере составляет 80 км (Городницкий, Сорохтин, 1979).

Ниже литосферы в мантии отмечается менее вязкий (или более жидкий, податливый) или более пластичный слой, называемый АСТЕНОСФЕРНЫМ (греч. астенос — слабый) или слоем Голицина. Граница литосферы и астеносферы — фазовая, т. е. характеризуется постепенным переходом частично расплавленного вещества астеносферы в кристаллическое литосферы.

С астеносферным слоем связывают горизонтальные перемещения литосферных плит (литосферные плиты скользят по нему как по маслу). Под рифтами срединно-океанических хребтов этот слой залегает на глубинах 2–3 км от поверхности дна, а под континентами его часто не могут обнаружить и на глубинах 200–250 км, от чего иногда говорят о его линзовидном распространении (идея астенолинз). Нижняя граница астеносферы залегает на глубинах 300–400 км.

Ниже астеносферного слоя залегает подастеносферный слой (слой Голицина) до глубин 700–1000 км. Состав его считают примерно тем же, что и астеносферного, т. е. состоящим из оливина, пироксена и граната, только их фазовое состояние несколько иное — шпинелевое. В этом состоянии атомы и молекулы минералов приобретают плотнейшую упаковку близкую к кубической гранецентрированной, в результате чего плотность горных пород возрастает на 11% по отношению к оливиновой упаковке вышележащих слоев пиролита.

В основании слоя Голицина на глубинах 700–1000 км происходит еще большее уплотнение «горных пород», где структура шпинели переходит в перевскитовую (Ca,TiO3). Поэтому нижний слой мантии (нижнюю мантию) называют перевскитовым или слоем D. Этот слой распространяется до глубины 2900 км, с которой начинается уже жидкое внешнее ядро Земли.

Ядро Земли

Почему внешнее ядро Земли жидкое? Да потому, что поперечные волны в этом слое не распространяются, а продольные испытывают скачок скорости распространения с 13,6 км/с до 8,0–8,1 км/с.

На границе с внутренним твердым ядром Земли скорость продольных волн опять возрастает. Состав внутреннего ядра Земли большинство ученых считают железным с примесью никеля и серы и, возможно, кремния или кислорода. Некоторые исследователи считают ядро железоводородным (карбид железа).