Внутреннее строение Земли

  • Вид работы:
    Контрольная работа
  • Предмет:
    Геология
  • Язык:
    Русский
    ,
    Формат файла:
    MS Word
    351,92 Кб
  • Опубликовано:
    2016-02-17
Вы можете узнать стоимость помощи в написании студенческой работы.
Помощь в написании работы, которую точно примут!

Внутреннее строение Земли

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

ТЮМЕНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ НЕФТЕГАЗОВЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ И ГАЗА

«КАФЕДРА ГЕОЛОГИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ И ГАЗА»






КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА

По дисциплине: «ГЕОЛОГИЯ»

Тема: «Внутреннее строение Земли»


Выполнил: студент группы БСб(до)з-14-1(ЦДО)

Федоров П.В.

Проверил: Т.А. Фарносова





Тюмень 2015

Оглавление

. Основные границы раздела в Земле

. Земная кора. Особенности строения континентальной и океанической типов коры

. Мантия, особенности ее строения и положения в Земле. Астеносфера и литосфера, их определение и положение в разрезе Земли

. Ядро, его строение

. Химический состав Земли: основные химические элементы, слагающие земную кору, мантию и ядро. Агрегатное состояние вещества геосфер Земли, плотность

Список использованной

1. Основные границы раздела в Земле

Современные представления о внутреннем строении и составе вещества Земли получают на основании изучения и интерпретации главным образом таких геофизических полей, как поле силы тяжести, геомагнитное, электромагнитное и сейсмическое поля. Эти поля создаются либо непосредственно физическими неоднородностями и динамикой глубинного вещества, либо являются откликом (реакцией) последних на внешние или внутренние естественные или искусственные воздействия. Каждое поле обусловливается только ему присущими физическими характеристиками вещества: поле силы тяжести связано с плотностью, геомагнитное поле - с намагниченностью, электромагнитное поле - с электропроводностью и сейсмическое поле - с упругими свойствами вещества.

Геофизики располагают теорией поля, аналитически описывающей связь полей с физическими характеристиками и формой возмущающих объектов (тел). Это инструмент геофизика, с помощью которого по наблюденным геофизическим полям дается оценка особенностей внутреннего строения Земли с различной степенью детальности - от характеристики структуры крупных оболочек Земли до определения параметров тех или иных месторождений полезных ископаемых.

Рис.1. Внутренее строение Земли

Сначала определимся с фигурой Земли. Под фигурой Земли в настоящее время понимают тело, поверхность которого совпадает с невозмущенной ветровыми течениями и приливными явлениями поверхностью мирового океана и сообщающихся с ним морей, продолженная под континенты по закону эквипотенциальной поверхности. Эту фигуру называют геоидом. Масса геоида, моменты инерции и скорость его вращения равна соответствующим величинам для Земли в целом.

Рис.2. Состав ядра и мантии Земли

земля кора ядро

В научных и практических исследованиях геоид аппроксимируется гидростатически равновесным однородным эллипсоидом вращения, а поверхность геоида характеризуется отклонениями (ундуляциями) ее от поверхности эллипсоида.

2. Земная кора. Особенности строения континентальной и океанической типов коры

По своим физико-химическим параметрам все породы земной коры группируются в три крупных слоя. Снизу вверх это: 1-базальтовый, 2-гранито-гнейсовый, 3-осадочный. Эти слои в земной коре размещены неравномерно. Прежде всего, это выражается в колебаниях мощности каждого слоя. Кроме того, не во всех частях наблюдается полный набор слоев. Поэтому более детальное изучение позволило по составу, строению и мощности выделить четыре типа земной коры: 1-континентальный, 2-океанский, 3-субконтинентальный, 4-субокеанский.

. Континентальный тип- имеет мощность 35-40 км до 55-75 км в горных сооружениях, содержит в своем составе все три слоя. Базальтовый слой состоит из пород типа габбро и метаморфических пород амфиболитовой и гранулитовой фаций. Называется он так потому, что по физическим параметрам он близок базальтам. Гранитный слой по составу - это гнейсы и гранито-гнейсы.

.Океанский тип - резко отличается от континентального мощностью (5-20 км, средняя 6-7 км) и отсутствием гранито-гнейсового слоя. В его строении участвуют два слоя: первый слой осадочный, маломощный (до 1 км), второй слой - базальтовый. Некоторые ученые выделяют третий слой, который является продолжением второго, т.е. имеет базальтовый состав, но сложен ультраосновными породами мантии, подвергшихся серпентинизации.

.Субконтинентальный тип - включает все три слоя и этим близок к континентальному. Но отличается меньшей мощностью и составом гранитного слоя (меньше гнейсов и больше вулканических пород кислого состава). Этот тип встречается на границе континентов и океанов с интенсивным проявлением вулканизма.

. Субокеанский тип - располагается в глубоких прогибах земной коры (внутриконтинентальные моря типа Черного и Средиземного). От океанского типа отличается большей мощностью осадочного слоя до 20-25 км.

Проблема формирования земной коры.

По Виноградову- процесс формирования земной коры происходил по принципу зонной плавки. Суть процесса: вещество Протоземли, близкое к метеоритному, в результате радиоактивного прогрева расплавлялось и более легкая силикатная часть поднималась к поверхности, а Fe-Ni концентрировалась в ядре. Таким образом, происходило формирование геосфер.

Следует отметить, что земная кора и твердая часть верхней мантии объединяются в литосферу, ниже которой располагается астеносфера.

Тектоносфера - это литосфера и часть верхней мантии до глубин 700км (т.е. до глубины самых глубоких очагов землетрясений). Названа так потому, что здесь происходят основные тектонические процессы, определяющие перестройку этой геосферы.

. Мантия, особенности ее строения и положения в Земле. Астеносфера и литосфера, их определение и положение в разрезе Земли

Нижняя мантия

Слой D соответствует нижней мантии Земли, ее второй крупнейшей сферической («каменной») оболочке, протяженность которой по радиусу составляет 700-2900 км, т. е. 2200 км.

Нижняя граница сферы достаточно четкая, представлена упругими породами Верхняя граница прослеживается на глубине 700 км, где проходит существенная минералокристаллографическая граница и не фиксируются самые глубокие землетрясения. Нижней мантии свойственны плотности пород 4,7 - 5,7 г/см3, а распределение сейсмических скоростей относительно равномерное. Характерные температуры оболочки 1500 - 3000 К.

Данная оболочка в основном силикатно-окисное образование, литологически выраженное кремнекислородпыми породами. Содержание железа уменьшается и сдвигается на третье - пятое место, возрастают и выходят на первые места кислород, кремний, магний, алюминий и их оксиды, уменьшается содержание калия.

В нижней части ее (до 1000 км) формируется и местами преобладает минеральный состав вещества (в отличие от химического состава ядра). Имеются три предположения о его строении: первое - о преобладании в нижней мантии перовскита (с участием ильменита и периглаза); второе - об алюмосилнкатной (и магнезиально-железосиликатной) природе толщи; третье - о наличии плотно упакованных оксидов кремния, магния, кальция и железа или их ионов (вместе с ионами кислорода).

Верхняя мантия

Слой С может быть отнесен к интервалу 700-450 км. Плотность составляет 3,6- 4,7 г/сма. Температура слоя до 1400-2200 К.

В интервале 700-650 км отмечается переходная зона между двумя минералами, где перовокит превращается в шпинель.

Зона в интервале от 650 до 450 км - это главная зона господства шпинели с плотной упаковкой. Каждый атом кремния в ее структуре окружен четырьмя атомами кислорода (это знакомый нам тетраэдр).

Выше по радиусу, в интервале 450-390 км, фиксируется новая переходная минералогическая зона, где шпинель переходит в оливин. При этом кристаллическая решетка перестраивается в сторону менее плотной упаковки (структура тетраэдра сохраняется). Смена шпинели на оливин может означать переход к верхней мантии (зона В).

Состав мантии на этом уровне еще определяется неполно из-за изменений химического состава при выносе мантийного вещества на поверхность.

Мантия - плохой проводник тепла, ей больше присущи изолирующие свойства. По-видимому, наилучшими изоляторами являются две раздельные части в нижней и верхней мантии, работающие по принципу «двойных рам».

Слой В, или оливиновая часть верхней мантии, находится в интервале от 200 до 390 км; по схеме Буллена- Плотность пород составляет 3,3-3,6 г/см3. Температура приблизительно 1100 К.

Главной породой данного слоя являются перидотиты; их наличие было предсказано В. А. Магницким еще в 60-х годах. Основным породообразующим минералом перидотитов (свыше 90%) служит оливин, силикат магния (типа MgS04), где вокруг одного атома кремния расположены четыре атома кислорода; встречаются такие минералы, как гранат, пироксен, хромшпинелид. Перидоиты, расположенные несколько выше кровли оливиново-о слоя, начинают встречаться в кимберлитовых трубках (с глубины 150 км, по другим данным ниже).

Астеносфера

Слой А (только его нижняя часть), «геосфера без прочности», в свете новых данных рассматривается как астеносферная зона низких скоростей, распространенная в интервале 0-200 км и приближающаяся к поверхности в области океанов, в зонах океанических хребтов, на островах вулканического типа. Сверху слой А прикрыт лишь континентальной или океанической корой. Для нее характерны плотностные неоднородности, пониженное вязкое, более пластичное состояние, разнохарактерные тепловые потоки, частые землетрясения, активные перемещения горячей магмы и др.

Состояние вещества аморфное, стекловидное, расплавленное и в ограниченных количествах жидкое. Оно может быть нормальным (усредненным) или разуплотненным.

По составу пород верхние части астеносферы полностью или большей частью представлены разжиженными базальтами, обогащенными натрием и калием (щелочами). Все океаническое дно покрыто слоем выплавленных из мантии базальтов, мощность которого под срединно-океаническими хребтами составляет, по меньшей мере 3 км». Базальты извергаются также и отдельными вулканами, их продуктивные магмы, находящиеся в расплаве, медленно движутся снизу вверх и частично выплавляются из перидотитов, слагающих наиболее значительную часть астеносферы.

Астеносфера - основной исходный слой для формирования средних и мелких очагов возбуждения, главный резервуар сложных магматических процессов, источник большинства землетрясений на поверхности Земли.

Положение кровли астеносферы неодинаковое; она сравнительно глубоко залегает под древними щитами и плитами (равнинами) на материках и очень высоко поднимается по разломам некоторых океанических островов.

Вертикальные движения - это обычные конвекционные температурно-плотностные восходящие и нисходящие перемещения плюс погружения отдельных пластин и глыб, отделившихся от литосферы; основные движения по вертикали связаны с ячейками и их стенками. В горизонтальных движениях принимает участие сила Кориолиса. Однако главной причиной многие геологи считают растекание пород, накопившихся в зоне срединных океанических хребтов за счет подъема и излияния магмы. Предполагается, что эти породы под воздействием новоприбывшей магмы и собственного веса медленно движутся в сторону океанических желобов и «проваливаются» там в зону наклонных разломов.

Литосфера

Литосфера (верхняя часть слоя А) - последняя геосферная оболочка консолидированной Земли, составляющая всего 0,3% ее массы. Она отличается большой прочностью и твердостью и представляет собой жесткий слой, состоящий из обособленных крупных массивов, погруженных в подстилающий пластичный астеносферный слой.

В естественных разрезах континентальной части литосферы ее строение просматривается лишь на 2 - 3 км вглубь. Глубокие шахты позволяют наблюдать ее до глубины 3187 м (Южная Индия). Но самый ценный вещественный материал о строении земной коры поступил из Кольской сверхглубокой скважины, пробуренной на 1 января 1990 г. до глубины 12 066 м. Согласно проекту, ее глубина определена около 15 км, а завершение бурения намечено на 1993 г. Мало кто знает, что при проходке этой замечательной скважины были достигнуты уникальные технические рекорды: обсадные трубы диаметром 295 мм впервые были спущены до глубины 8750 м, а долото (буровой наконечник) диаметром 215 мм сверлило горные породы до 11 км. Верхняя и нижняя границы литосферы неровные, ее кровля, например, варьирует в пределах до 10 км; можно ожидать, что и па нижнем контакте колебания подошвы не меньше.

Средняя мощность литосферы не определена; установить глубину погружения и фазового состояния отдельных глобальных блоков не удается, тем более что в их основании могут быть и постепенные переходы. Максимальная мощность литосферы предполагается равной 100 км (ранее допускалось 200 км), причем толщина от 10-30 до 70-100 км характерна для материков, а в океанах она составляет в среднем 5-8 км. Это определяет разделение литосферы на две части - материковую и океаническую.

Структуры литосферы делятся на разрывные и неразрывные, причем последние могут иметь плавные, постепенные и ненарушенные переходы. В большинстве случаев структуры земной коры осложнены разрывами или разломами, которые могут проникать в литосферу на тысячи километров и вместе с тем могут быть заглублены всего лишь на первые десятки метров.

. Ядро, его строение

Основой Земли является ее ядро.

Рис. 3. Строение земного ядра

Слой Е - это внешний сферический слой земного ядра, находящийся в текучем, расплавленном состоянии и представляющий собой наряду с вышележащей мантией крупную оболочку планеты (отдельные включения ее могут быть и в твердой фазе). Радиус верхней границы жидкостной сферы составляет около 3480 км, а ее глубина от поверхности равна 2900 км. Толщина расплавленной оболочки вдоль по радиусу достигает 2100 км. Плотность материала около внешней границы ядра возрастает скачком в 2 раза, от 5-6 до 9-10 г/см3, а около нижней границы сферы повышается до 11- 11,5 г/см3. Температура на глубине 2900 км, внешней границе жидкого ядра, равна 4000 ± 500 К; но по другим, менее известным данным, она составляет 3000 или 6000 К.

Давление вышележащих пород на верхней границе сферы примерно 1,3 млн атм, а па нижней (в подошве) - около 3,2 млн атм.

На верхней поверхности слоя ускорение силы тяжести возрастает от 985 до 1037 см/с2 и далее, к глубинам 5000 км, равномерно снижается до 450 см/с2.

. Химический состав Земли: основные химические элементы, слагающие земную кору, мантию и ядро. Агрегатное состояние вещества геосфер Земли, плотность

Химические изменения в земной коре определяются преимущественно геохимической историей главных породообразующих элементов, содержание которых составляет свыше 1%. Вычисления среднего химического состава земной коры проводились многими исследователями как за рубежом (Ф. Кларк, Г. С. Вашингтон, В. М. Гольдшмидт, Ф.Тейлор, В. Мейсон и др.), так и в Советском Союзе (В.И.Вернадский, А. Е. Ферсман, А. П. Виноградов, А. А. Ярошевский и др.)

Сопоставляя приведенные данные, видно, что земная кора больше чем на 98% сложена О, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, К, при этом свыше 80% составляют кислород, кремний и алюминий, в отличие от среднего состава Земли, где содержание их резко уменьшается. Особенно высоко содержание кислорода, поэтому В. М. Гольдшмидт называет земную кору оксисферой, или кислородной оболочкой Земли.

О химическом составе Земли и ее геосфер дают представление:

- химический состав земной коры,

- химический состав метеоритов.

Химический состав земной коры изучен достаточно детально - известен ее валовый химический состав и роль химических элементов в минерало- и породообразовании. Труднее обстоит дело с изучением химического состава мантии и ядра. Прямыми методами мы этого пока сделать не можем. Поэтому применяют сравнительный подход. Исходным положением является предположение о протопланетном сходстве между составом метеоритов, упавших на землю, и внутренних геосфер Земли.

Все метеориты, попавшие на Землю, по составу делятся на типы:

-железные, состоят из Ni и 90% Fe;

-железокаменные (сидеролиты) состоят из Fe и силикатов,

-каменные, состоящие из Fe-Mg силикатов и включений никелистого железа.

На основании анализа метеоритов, экспериментальных исследований и теоретических расчетов ученые предполагают (по таблице), что химический состав ядра - это никелистое железо. Правда, в последние годы высказывается точка зрения, что кроме Fe-Ni в ядре могут быть примеси S, Si или О. Для мантии химический спектр определяется Fe-Mg силикатами, т.е. своеобразный оливино-пироксеновый пиролит слагает нижнюю мантию, а верхнюю - породы ультраосновного состава.

Химический состав земной коры включает максимальный спектр химических элементов, который выявляется в многообразии минеральных видов, известных к настоящему времени. Количественное соотношение между химическими элементами достаточно велико. Сравнение наиболее распространенных элементов в земной коре и мантии показывает, что ведущую роль играют Si, Al и О2.

Геофизическое, геохимическое и геологическое «открытие» Луны и зондирование других планетных тел позволили приступить к построению моделей их геосфер, но не дали пока однозначных ответов на коренные вопросы структуры и состава внутренних оболочек планет земного типа.

«Неклассические» теории гравитационного поля позволили трактовать «грависферу» (термин Р. М. Деменицкой, 1967 г.) как естественное земное тело, взаимодействующее с другими гравитационными полями Космоса (П. Йордан, 1955 г.; Р. Дикке, 1961 г.; С. С. Николаев, 1960 г.; Г. Ф. Лунгерсгаузен, 1963 г.). С динамикой грависферы стали увязываться планетарные структуры Земли (М. В. Стовас, 1951 г.; Э. Краус, 1959 г.;Б.Л.Личков, 1960 г., и др.). Геогрависфера, определяющая сферическую симметрию всех геосфер, исследуется астрономией, геофизикой, геодезией, геологией. Устанавливаются эквипотенциальные или уровневые поверхности гравитационного поля (наиболее внешняя около миллиона километров от центра Земли), которыми разграничиваются гравитационные оболочки более высоких порядков - геоида и др. Рассчитывается фигура планеты и распределение плотностей (Г. Джеффрис, 1952 г.; К. Буллен, 1953 г.) и уточняются теории приливов (Н. Н. Парийский, 1963 г.) и изостазии.

Если взаимосвязь грависферы с вещественными массами Земли и Луны сравнительно проста, то сложнее взаимодействия вещественных геосфер с геоэлектромагнитосферой, которая с развитием квантовой теории поля признается как целостное естественное тело. Электромагнитосфера с ее разномасштабными и быстро меняющимися подсистемами и компонентами находится в весьма сложном активном взаимодействии с электромагнитными полями Солнечной системы. Электромагнитосфера, локально, в виде «хвоста», выходящая за пределы грависферы, обладает по сравнению с последней менее выраженной центральной симметрией. Происхождение, динамику и структуру электромагнитосферы связывают с гипотетическими перемещениями вещества в ядре Земли (так называемая динамотеория - В. Эльзассер, 1939 г.; Э. Буллард, 1950 г.). Заметим, что объяснение наблюдаемых вариаций поля гипотетическим механизмом приводит к некоторому логическому кругу, поскольку само существование механизма выводится из наблюдаемых вариаций. Подобная теоретическая «самоиндукция», легкоуязвимая для формально-логической критики, распространена в науках о Земле и часто оправдывается.

Данные по электромагнитосфере, как и грависфере, служат индикатором внешних и внутренних вещественных геосфер. Верхняя подсистема электромагнитосферы, не вполне точно именуемая магнитосферой, открыта и исследована ракетным и спутниковым зондированием; к ее внешней стороне (около 80 тыс. км от центра Земли) приурочена переходная область околоземной и солнечной плазмы - магнитопауза. Ионосферная плазма образует первую сверху вещественную агрегатную геосферу. К ионосфере и частично перекрывающим ее внешним зонам атмосферы приурочены радиационные поясы Земли (Дж. Ван Аллен, Л. А. Франк, С. Н. Вернов, А. Е. Чудаков). В атмосфере - второй агрегатной вещественной геооболочке - по термическим данным выделяются верхние слои: сначала термосфера (с 1952 г.), а затем вышележащая экзосфера (конец 50-х - начало 60-х гг.). Эти слои из-за неоднородности состава объединяются под названием гетеросферы, а все нижележащие воздушные слои - гомосферы.

В гетеросфере содержатся примитивные газообразные минералы, которые в гомосфере, начиная с мезосферы, образуют ассоциации газовых минералов, эквивалентные уже горнопородному уровню. В нижних слоях стратосферы и в тропосфере метеорологией и климатологией изучаются более сложно организованные водно-воздушные геосистемы, близкие по уровню организации естественным телам типа геоформаций. Примерно на тех же уровнях (минеральном, горнопородном, геоформационном) организовано вещество третьей агрегатной оболочки - гидросферы, целостное представление о которой вслед за Вернадским развивает Б. Л. Личков (1960 г.). Преимущественно же гидросфера исследуется по оболочкам и подсистемам высоких порядков - Мировому океану (океаносфере, по В. Н. Степанову, 1974) и его слоям и зонам, пресным и соленым водам суши, мерзлотной, ледовой и снежной оболочкам, подземным и атмосферным водам и др. Тесно взаимодействующие атмосфера и гидросфера дифференцируются на взаимосвязанные географические и климатические подсистемы. С точки зрения геофизического синтеза существенно установление слоев пониженной скорости сейсмических волн (волноводов) в атмосфере, гидросфере и террасфере (Б. Гутенберг, 1960 г.).

Основой интеграции представлений о «твердой» Земле- террасфере - по-прежнему являются данные сейсмометрии, затем гравиметрии, магнитометрии и электрометрии, термометрии, а также геохимические и минералого-петрографические экстраполяции, геолого-тектонические гипотезы. Структурный каркас террасферы, намеченный ранее сейсмическими моделями Б. Гутенберга - К. Буллена, детализируется и по-разному интерпретируется с применением ЭВМ. Исходным эмпирическим репером служит вещество земной и лунной коры, а также метеоритов.

В 40-50-х гг. обосновывается горизонтальная неоднородность земной коры (оболочки А) по континентальному и океаническому ее типам (Е. Ф. Саваренский, 1940 г.; Г. А. Гамбурцев, 1954 г.; М. Юинг и Ф. Пресс, 1955 г.). Континентальная кора глубиной до 35-60 км образована стратисферой и подстилающими слоями - гранитно-метаморфическим и нижележащим «базальтовым», предположительно гранулито-базитовым. Океаническая кора мощностью 4-8 км лишена «гранитного» слоя и состоит из слоя неконсолидированных осадков, подстилающего их базальтового «вулканического» слоя, а также нижележащего «базальтового» слоя, по-видимому аналогичного таковому в континентальной коре. Дискутируется природа границы Мохо, которая может быть либо фазовой, либо химической, либо той или иной в разных местах. Разделу Мохо уже не придается решающего геологического значения, хотя возможно, что ниже его не распространяется геоформационная дифференциация литосферы.

Список использованной литературы

.        Алиссон А. Геология. Наука о вечно меняющейся Земле / А. Алиссон, Д. Палмер. М.: Мир, 1984. 568 с.

.        Браун Д. Недоступная Земля / Д. Браун, А. Массет. М.: Мир, 1984. 262 с.

.        Бутвиловский В.В. Основы устройства и способы развития литосферы Земли. Т. 1. / В.В. Бутвиловский. Новокузнецк: Новокузнецкий государственный педагогический институт, 1995. 108 с.

.        Гаврилов В.П. Общая и историческая геология и геология СССР / В.П. Гаврилов. М.: Недра, 1989. 495 с.

.        Короновский Н.В. Планета Земля. От ядра до ионосферы. Учебное пособие / Н.В. Короновский, В.Е. Хаин. М.: КДУ, 2007. 244 с.

.        Курков А.А. Физическая география / А.А. Курков, П.П. Кучерявый, В.В. Орленок, С.Н. Тупикин. Калининград: Калининградский государственный университет, Калининград, 1998. 80 с.

.        Мицутани Ш. Геологические структуры / Ш. Мицутани, Т. Уемура. М.: Недра, 1990. 292 с.

.        Петров Н.Ф. Общая геология. Общие сведения о Земле, эндогенные геологические процессы. Учебное пособие / Н.Ф. Петров. Чебоксары: Издательство Чувашского университета, 2000. 176 с.

.        Природа твердой земли. Т. 60. / Под ред. Беус А.А., Кейлис-Борока В.И., Робертсон Ю. М.: Мир, 1975. 281 с.


Не нашел материал для своей работы?
Поможем написать качественную работу
Без плагиата!