Слой G (5120 – 6371 км) – внутреннее ядро, в отличие от внешнего твердое и, вероятно, полностью состоит из железа и никеля. Предполагается, что оно обособилось позднее ядра в целом и что в связи с охлаждением Земли оно продолжает расти при вытеснении элементов-примесей, содержащихся во внешнем ядре. Внутреннее ядро обладает двумя важными особенностями – оно анизотропно и, главное, вращается со скоростью, несколько отличной от скорости внешнего ядра (и остальной планеты). Эта особенность имеет важное значение для всей геодинамики.

Ядро Земли по данным сейсмологии состоит из внешней жидкой части (2900-5146 км) и внутренней твёрдой (5146-6371 км). Состав ядра большинством принимается железным с примесью никеля, серы либо кислорода или кремния. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли.

Таблица 2.1 Параметрические характеристики геосфер

Параметры Геосферы			Глубина поверхности раздела, км	Название границы	Скорость распространения сейсмических волн Vp Vs		Плотность г/см3	Химический состав
Земная кора слой А			33	Мохоровичича	5.5-7.4	3.2-4.3	2.8	O, Si, Al
Мантия	верхняя   нижняя	слой В слой С слой D	410 950 2700 2900	_ _ _ Гуттенберга	7.9-9.0 9.0-11.4 11.4-13.6 13.6	4.5-5.0 5.0-6.4 6.4-7.3 7.3	3.7 4.6 5.5-5.7	перидотиты дуниты Si, Mg, Fe оксиды пиролит
внешнее слой Е Ядро переходная слой F внутреннее слой G			4980 5120 6371	_ Лемана _	8.1-10.4 10.4-9.5 11.2-11.3	_ _ _	9.7-10.0 11.5 12.5-13	Fe+Ni+FeO FeS-троилит Fe+Ni

2.2. Строение земной коры

Земная кора

По структурным и вещественным признакам в земной коре может быть выделено несколько групп структурных элементов различного порядка. Наиболее крупными геоструктурными элементами являются континенты, океаны и переходные зоны (рис. 2.5.).

Мощность коры колеблется от 0 до 70-75 км. Земная кора обладает латеральной неоднородностью, т.е. состав и строение земной коры различны под океанами и континентами. На основании этого выделяются два главных типа коры – океанская и континентальная, а также кора переходного типа.

В верхах континентальной и океанской коры залегает осадочный слой. Кора, подстилающая осадки, называется консолидированной. Ее состав, строение и происхождение в континентальной и океанской коре различны.

Рис. 2.5 Разрез земной коры по 40° с.ш.

Слои: 1 – «осадочный» 2 – второй океанический; 3 – гранитный;

4 – базальтовый; 5 – верхняя мантия.

Поверхности: К – Конрада; М – Мохоровичича

Континентальная кора распространена не только в пределах континентов, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и микроконтинентов, расположенных внутри океанских бассейнов. Общая площадь её составляет около 41% земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км. На щитах и платформах континентов она варьирует от 25 до 65 км, а под горными сооружениями достигает 70-75 км.

---

Континентальная кора имеет трёхслойное строение:

Первый слой – осадочный, обычно называется осадочным чехлом. Мощность его колеблется от нуля на щитах, поднятиях фундамента и в осевых зонах складчатых сооружений до 10-20 км в экзогональных впадинах плит платформ, передовых и межгорных прогибах. Он сложен, в основном, осадочными породами континентального или мелководного морского, реже батиального (в глубоководных впадинах) происхождения. В этом осадочном слое возможны покровы и силы магматических пород, образующих трапповые поля (трапповые формации). Возрастной диапазон пород осадочного чехла приблизительно 1,7 млрд. лет. Скорость продольных волн составляет 2,0 - 5,0 км/с.

Второй слой континентальной коры или верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах, массивах или выступах платформ и в осевых частях складчатых сооружений. Он вскрыт на Балтийском (Фенноскандинавском) щите на глубину более 12 км Кольской сверхглубокой скважиной и на меньшую глубину в Швеции, на Русской плите в Саатлинской уральской скважине, на плите в США, в шахтах Индии и Южной Африки. Он сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, гранитами и гранитогнейсами, и называется гранитогнейсовым или гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Скорость продольных волн составляет 5,5-6,5 км/с.

Третий слой или нижний слой консолидированной коры был выделен как гранулито-базитовый слой. Ранее предполагалось, что между вторым и третьим слоем существует чёткая сейсмическая граница, названная по имени её первооткрывателя границей Конрада (К). Позднее при сейсмических исследованиях стали выделять даже до 2-3 границ К. Кроме того, данные бурения Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) не подтвердили различие в составе пород при переходе границы Конрада. Поэтому в настоящее время большинство геологов и геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора более жёсткая, и хрупкая, а нижняя – более пластичная. Тем не менее, на основании состава ксенолитов из трубок взрыва можно полагать, что «гранулито-базитовый» слой содержит гранулиты кислого и основного состава и базиты. На многих сейсмических профилях нижняя кора характеризуется наличием многочисленных отражающих площадок, что также может, вероятно, рассматриваться как наличие пластовых внедрений магматических пород (что-то похожее на трапповые поля). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

Океанская кора занимает на Земле около 56% земной поверхности. Мощность её обычно не превышает 5-6 км и максимальна у подножия континентов. В её строении выделяются три слоя (рис. 2.5).

Первый, или осадочный слой представлен осадочными породами. В основном это глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причём карбонаты с определённой глубины исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесённого с суши (континента). Мощность осадков колеблется от нуля в зонах спрединга до 10-15 км вблизи континентальных подножий (в периокеанических прогибах).

---

Второй слой океанической коры в верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты нередко обладают подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), но отмечаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) в базальтах развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя около 1,5-2 км. Строение первого и второго слоя океанской коры хорошо изучено с помощью подводных аппаратов, драгированием и бурением.

Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. В верхней части развиты породы типа габбро, а нижняя часть сложена «полосчатым комплексом», состоящем из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя около 5 км. Он изучен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Возраст океанической коры не превышает 180 млн. лет.

При изучении складчатых поясов континентов были выявлены в них фрагменты ассоциаций пород, подобных океанским. Г Штейманом было предложено в начале XX века называть их офиолитовыми комплексами (или офиолитами) и рассматривать «триаду» пород, состоящую из серпентенизированных ультрамафитов, габбро, базальтов и радиоляритов, как реликты океанической коры. Подтверждения этому были получены только в 60-ые годы XX столетия, после публикаций статьи на эту тему А.В. Пейве.

Кора переходного типа является разновидностью коры между двумя крайними типами земной коры (океанской и континентальной) и может быть двух типов – субокеанской и субконтинентальной, Эти термины введены русским геофизиком И.П. Косминской. Субокеанская кора развита вдоль континентальных склонов и подножий и, вероятно, подстилает дно котловин не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Мощность её не превышает 15-20 км. Она пронизана дайками и силами основных магматических пород. Субокеанская кора вскрыта скважиной у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Субконтинентальная кора образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но ещё не достигает «зрелости». Она обладает пониженной (менее 25 км) мощностью и более низкой степенью консолидированности. Скорость продольных волн в коре переходного типа не более 5,0-5,5 км/с.

Рис. 2.6 Разрез литосферы океанов в сравнении с усредненным разрезом офиолитовых аллохтонов (Бей-оф-Айлендс, Папуа, Семаиль, Троодос, Вуриноос (по Дж. Спрею, 1983)

1 – пелагические осадки; 2 – излившиеся базальты; 3 – комплекс параллельных даек (долериты); 4 – верхние (нерасслоенные) габброиды и габбро-долериты; 5, 6 – расслоенный комплекс (кумуляты): 5 – габброиды, 6 – ультрабазиты; 7 – тектонизированные перидотиты; 8 – базальный метаморфический ореол; 9 – базальтовая магма.

---

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры: 1) утолщенная до 25 – 30 км океанская кора внутренних поднятий океана, так называемых океанских плато; 2) кора океанского типа, надстроенная» мощным до 15 – 20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

2.3. Понятие о минералах и горных породах

2.3.1. Химический состав земной коры

Для определения химического состава Земли мы располагаем непосредственными данными химических анализов, относящихся только к составу поверхностных частей земной коры (15- 20 км). Сведения о химическом составе белее глубоких частей Земли опираются на косвенные данные с помощью геофизических методов и подкрепляемые изучением вещественного состава метеоритов.

Первые сведения о химическом составе земной коры были опубликованы в 1889 г. американским геохимиком Ф. Кларком как среднеарифметические значения из имевшихся в его распоряжении 6000 химических анализов различных горных пород. Ф. Кларк установил среднее содержание в земной коре 50 наиболее распространенных химических элементов. Данные Ф. Кларка впоследствии уточнялись многими отечественными и зарубежными исследователями (Г. Вашингтон, В. Гольдшмидт, Г. Хевеши, В. Мейсон, В.И. Вернадский, А.Е. Ферсман, А.П. Виноградов, А.А. Ярошевский и др.).

В знак особой заслуги Ф. Кларка перед геохимической наукой среднее содержание химических элементов в земной коре называют кларками и выражают в весовых, атомных или объемных процентах. Наиболее часто используют весовые кларки элементов. В таблице 2.2 приведены кларки наиболее распространенных элементов земной коры по данным различных исследователей.

Таблица 2.3 Весовые кларки наиболее распространенных химических элементов земной коры

Химический элемент	Кларк, вес. %
	по Ф. Кларку (1924)	по А.П. Виноградову, (1962)	по В. Мейсону (1971)	по А.А. Ярошевскому (1988)
O	49,52	49,13	46,60	47,90
Si	25,75	26,00	27,72	29,50
Al	7,51	7,45	8,13	8,14
Fe	4,70	4,20	5,00	4,37
Ca	3,29	3,25	3,63	2,71
Na	2,64	2,40	2,83	2,01
K	2,40	2,35	2,59	2,40
Mg	1,94	2,35	2,09	1,79
H	0,88	0,15	-	0,16
Ti	-	0,61	-	0,52
C		0,36	-	0,27
S		-	-	0,10
Mn		-	-	0,12

Приведенные данные показывают, что главными элементами-строителями земной коры являются O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, составляющие более 98% ее веса. Ведущее место среди них принадлежит кислороду, на долю которого приходится почти половины всей массы земной коры и 92% ее объема. По преобладающим химическим элементам земную кору иногда называют оксисферой, а также сиалической оболочкой.

Атомы химических элементов в земной коре образуют разнообразные сочетания друг с другом, главным образом химические соединения. Формы их нахождения достаточно многообразны, однако основной формой существования химических элементов в земной коре является минеральная. При этом в одних случаях химические элементы образуют самостоятельные минеральные виды, в других – входят в кристаллические решетки других минералов в виде примесей.

---

2.3.2. Элементы кристаллографии

Свойства минералов зависят от их химического состава и характера расположения элементарных частиц (т.е. кристаллической структуры). В природе минералы встречаются в кристаллическом состоянии и лишь незначительная часть – в аморфном (греч. «аморфос» - бесформенный). На долю аморфных минералов приходится лишь 2% от их общего количества. Различие между кристаллическим и аморфным состояниями заключается в том, что в кристаллических веществах ионы (атомы) располагаются упорядоченно, образуя структурную решетку. Различие во внутреннем строении кристаллических и аморфных тел сказывается на их физических свойствах. Кристаллические тела анизотропны, т.к. у них физические свойства постоянны в любых параллельных направлениях. Аморфные тела являются изотропными, т.к. их физические свойства равновелики во всех направлениях.

В природе известны случаи, когда одинаковое по составу химическое вещество имеет различное внутреннее строение и, следовательно, разные свойства. Такое явление носит название полиморфизм. Его примером могут служить алмаз и графит (две модификации углерода), пирит и марказит (модификации дисульфида железа), кальцит и арагонит (модификации карбоната кальция).

Противоположное полиморфизму явление, когда вещества с различным химическим составом способны кристаллизоваться порознь в кристаллах, близких по форме и строению, и давать однородные смешанные кристаллы, содержащих исходные вещества в различных количествах, называется изоморфизм. Примером изоморфизма может служить минерал оливин (смесь из m-го количества минерала форстерита Mg₂SiO₄ и n-го количества минерала фаялита Fe₂SiO₄).

Отличительным свойством кристаллических веществ является способность самоограняться, т.е. давать правильно образованные кристаллические многогранники – кристаллы. Плоскости, ограничивающие кристалл, называются гранями; ребра - линии, образующиеся от пересечения граней; вершины - точки пересечения ребер кристалла. Внешний облик (габитус) кристалла используется для определения минерала.

Форма граней кристаллов, их величина зависит от условий роста кристаллов. В процессе кристаллизации могут изменяться размеры и количество ребер кристалла, его внешний облик, но взаимное расположение граней, связанное с внутренней структурой данного вещества, остается постоянным, т.е. остаются постоянными углы между соответствующими гранями.

Закон постоянства углов кристаллов (синоним: закон Стено – Ромэ-Делиля – Ломоносова; закон постоянства гранных углов): кристаллы, принадлежащие одной полиморфной модификации данного кристаллического вещества, характеризуются постоянными углами между соответствующими гранями.

Элементы симметрии кристаллов

Кристаллы по форме, как правило, симметричны, т.е. отдельные их элементы (грани, ребра и вершины) или комбинации последних закономерно повторяются. Это можно заметить при рассечении кристалла мысленно плоскостью; при вращении его вокруг воображаемой оси; а также при сопоставлении расположения отдельных его элементов относительно центра кристалла. Плоскости, оси и центр являются элементами симметрии кристалла (табл. 2.3).

---

Смотрите также файлы

• Гипотезы о происхождении Земли.docx

• Короновский, Ясаманов \'Геология\'.pdf

• Махнач \'Введение в геологию Беларуси\'.pdf

• Практикум \'Геология\'.pdf

• Приложения к Практикум БарГУ.pdf