Середня щільність порід земної кори становить. Хімічний склад земної кори

Земна кора має величезне значення для нашого життя, для досліджень нашої планети.

Це поняття тісно пов'язане з іншими, що характеризують процеси, що відбуваються всередині і на поверхні Землі.

Що таке земна кора і де вона знаходиться

Земля має цілісну і безперервну оболонку, в яку входять: земна кора, тропосфера і стратосфера, є нижньою частиною атмосфери, гідросфера, біосфера і антропосферою.

Вони тісно взаємодіють, проникаючи один в одного і постійно обмінюючись енергією і речовиною. Земною корою прийнято називати зовнішню частину літосфери - твердої оболонки планети. Більшу частину її зовнішньої сторони покриває гідросфера. На решту, меншу частину впливає атмосфера.

Під корою Землі знаходиться щільніша і тугоплавка мантія. Їх розділяє умовна межа, названа ім'ям хорватського вченого Мохоровіча. Її особливість - в різкому збільшенні швидкості сейсмічних коливань.

Щоб отримати уявлення про земній корі, використовуються різні наукові методи. Однак отримання конкретних відомостей можливо лише способами буріння на велику глибину.

Одним із завдань такого дослідження було встановлення природи кордону між верхньою і нижньою континентальної корою. Обговорювалися можливості проникнення в верхню мантію з допомогою самонагрівається капсул з тугоплавких металів.

Будова земної кори

Під континентами виділяються її осадовий, гранітний і базальтовий шари, товщина яких в сукупності становить до 80 км. Гірські породи, звані осадовими, утворилися в результаті осадження речовин на суші і в воді. Розташовуються переважно пластами.

• глини
• глинисті сланці
• пісковики
• карбонатні породи
• породи вулканічного походження
• кам'яне вугілля та інші породи.

Осадовий шар допомагає глибше дізнатися про природних умовах на землі, які були на планеті в незапам'ятні часи. У такого шару може бути різна товщина. У деяких місцях його може не бути взагалі, в інших, переважно великих поглибленнях, може становити 20-25 км.

Температура земної кори

Важливим енергетичним джерелом для мешканців Землі є тепло її кори. Температура збільшується в міру поглиблення в неї. Найближчий до поверхні 30-метровий шар, іменований геліометріческім, пов'язаний з теплом сонця і коливається в залежності від сезону.

У наступному, більш тонкому шарі, який збільшується в континентальному кліматі, температура постійна і відповідає показникам конкретного місця виміру. У геотермічного шарі кори температура пов'язана з внутрішнім теплом планети і зростає в міру поглиблення в неї. Вона в різних місцях різна і залежить від складу елементів, глибини і умов їх розташування.

Вважається, що температура в середньому підвищується на три градуси в міру поглиблення на кожні 100 метрів. На відміну від континентальної частини температура під океанами зростає швидше. Після літосфери розташовується пластична високотемпературна оболонка, температура, якої становить 1200 градусів. Називається вона астеносферой. У ній є місця з розплавленої магмою.

Проникаючи в земну кору, астеносфера може виливати розплавлену магму, викликаючи явища вулканізму.

Характеристика Земної кори

Земна кора має масу менше пів-відсотка всієї маси планети. Вона є зовнішньою оболонкою кам'яного шару, в якому відбувається руху речовини. Цей шар, який має щільність вдвічі меншу, ніж у Землі. Його товщина змінюється в межах 50-200 км.

Унікальність земної кори в тому, що вона може бути континентального і океанічного типів. У континентальної кори три шари, верхній з яких сформований за рахунок осадових порід. Океанічна кора порівняно молода і її товщина змінюється незначно. Утворюється вона за рахунок речовин мантії з океанічних хребтів.

земна кора характеристика фото

Товщина шару кори під океанами становить 5-10 км. Її особливість в постійних горизонтальних і коливальних рухах. Більшу частину кори представляють базальти.

Зовнішня частина земної кори є твердою оболонкою планети. Її cтроеніе відрізняється наявністю рухомих областей і відносно стабільних платформ. Плити літосфери рухаються відносно один одного. Рух цих плит може викликати землетруси та інші катаклізми. Закономірності таких рухів досліджуються тектонічної наукою.

Функції земної кори

До основних функцій земної кори прийнято відносити:

• ресурсну;
• геофізичну;
• геохімічну.

Перша з них означає наявність ресурсного потенціалу Землі. Він являє собою в першу чергу сукупність запасів корисних копалин, що знаходяться в літосфері. Крім того, ресурсна функція включає в себе ряд чинників довкілля, забезпечують життя людини та інших біологічних об'єктів. Одним з них є тенденція утворення дефіциту твердої поверхні.

так робити не можна. врятуємо нашу Землю фото

Теплові, шумові та радіаційні ефекти реалізують геофізичну функцію. Наприклад, виникає проблема природного радіаційного фону, який на земної поверхні в основному безпечний. Однак в таких країнах як Бразилія і Індія він в сотні разів може перевищувати допустимий. Вважається, що його джерелом є радон і продукти його розпаду, а також деякі види людської діяльності.

Геохімічна функція пов'язана з проблемами хімічного забруднення, Шкідливого для людини та інших представників тваринного світу. У літосферу потрапляють різні речовини, що володіють токсичними, канцерогенними і мутагенними властивостями.

Вони безпечні, коли знаходяться в надрах планети. Витягнуті з них цинк, свинець, ртуть, кадмій та інші важкі метали можуть становити велику небезпеку. В переробленому твердому, рідкому і газоподібному вигляді вони потрапляють в навколишнє середовище.

З чого складається Земна кора

У порівнянні з мантією і ядром кора Землі є крихким, жорстким і тонким шаром. Вона складається з порівняно легкого речовини, що включає до свого складу близько 90 природних елементів. Вони містяться в різних місцях літосфери і з різним ступенем концентрації.

Основними є: кисень кремній алюміній, залізо, калій, кальцій, натрій магній. 98 відсотків земної кори складається з них. У тому числі близько половини складає кисень, понад чверть - кремній. Завдяки їх комбінаціям утворюються такі мінерали як алмаз, гіпс, кварц і ін. Кількох мінералів можуть утворити гірську породу.

• Надглибока свердловина на Кольському півострові дала можливість познайомитися із зразками мінералів з 12-кілометрової глибини, де були виявлені породи, близькі до гранітів і глинистих сланців.
• Найбільша товщина кори (близько 70 км) виявлено під гірськими системами. Під рівнинними ділянками вона 30-40 км, а під океанами - лише 5-10 км.
• Значна частина кори утворює древній нізкоплотний верхній шар, що складається переважно з гранітів і глинистих сланців.
• Структура земної кори нагадує кору багатьох планет, в тому числі на Місяці і їх супутниках.

Земля входить до складу Сонячної системи, знаходиться на дистанції 149,8 мільйонів кілометрів від Сонця і є п'ятою за розміром серед інших планет.

Трохи про планету Земля

швидкість обігу небесного тіла навколо Сонця становить 29,765 км / с. Повний оберт вона робить за 365.24 сонячних діб.

Наша планета Земля має один супутником. Це Місяць. Вона знаходиться на орбіті нашої планети на дистанції 384 400 км. У Марса налічується два супутника, а у Юпітера - шістдесят сім. Середній радіус нашої планети становить 6371 км, при цьому вона схожа на еліпсоїд, трохи сплюснутий біля полюсів і витягнутий по екватору.

Маса і густина Землі

Її маса становить 5,98 * 1024 кг, а середня щільність Землі дорівнює 5.52 г / см 3. У той же час цей показник у земної кори знаходиться в межах 2.71 г / см 3. З цього випливає, що щільність планети Земля значно збільшується в напрямку до глибини. Це пов'язано з особливістю її будови.

Вперше середня щільність Землі була визначена І. Ньютоном, який вирахував її в розмірі 5-6 г / см 3. Її хімічний склад має схожість з планетами земної групи, такими як Венера і Марс і частково Меркурій. Склад Землі: залізо - 32%, кисень - 30%, кремній - 15%, магній - 14%, сірка - 3%, нікель - 2%, кальцій - 1,6% і алюміній - 1,5%. На залишалися елементи в сумі припадає близько 1,2%.

Наша планета - блакитна мандрівниця в космосі

Знаходження Землі недалеко від Сонця впливає на наявність тих чи інших хімічних речовин як в рідкому, так і газоподібному стані. Завдяки цьому різноманітний, утворилася атмосфера, гідросфера і літосфера. Атмосфера в основному складається з суміші газів: азоту і кисню 78% і 21% відповідно. А також вуглекислого газу - 1,6% і мізерної кількості інертних газів, таких як гелій, неон, ксенон і інших.

Гідросфера нашої планети складається з води і займає 3/4 її поверхні. Земля - \u200b\u200bєдина відома на сьогодні планета Сонячної системи, яка володіє гидросферой. Вода зіграла вирішальну роль в процесі виникнення життя на Землі. Завдяки її циркуляції і високої теплоємності гідросфера врівноважує кліматичні умови на різних широтах і формує клімат на планеті. Її представляють океани, річки і Тверда частина нашої планети складається з осадових утворень, гранітного і базальтового шару.

і її структура

Земля, як і інші планети земної групи, має шаруватим внутрішньою будовою. В її центрі знаходиться ядро.

Далі слід мантія, яка займає значну частину обсягу планети, а потім Між собою утворилися шари сильно відрізняються за своїм складом. За термін існування нашої планети, понад 4,5 мільярдів років, більш важкі породи і елементи під впливом сили тяжіння проникали все далі і далі в центр Землі. Інші елементи, більш легкі, залишалися ближче до її поверхні.

Складність і недосяжність вивчення надр

Людині дуже складно проникнути вглиб Землі. Одна з найглибших свердловин пробурена на Кольському півострові. Її глибина сягає 12 кілометрів.

При цьому відстань від поверхні до центру планети становить понад 6300 км.

Використовуємо непрямі інструменти дослідження

Через це надра нашої планети, розміщені на значній глибині, аналізують за результатами сейсмічної розвідки. Щогодини в різних точках Землі відзначається приблизно десять коливань її поверхні. На підставі отриманих даних тисячі сейсмічних станцій проводять дослідження поширення хвиль при землетрусі. Ці коливання поширюються точно так же, як кола на воді від кинутого об'єкту. Коли хвиля проникає в більш ущільнений шар, її швидкість різко змінюється. Використовуючи отримані дані, вчені змогли визначити межі внутрішніх оболонок нашої планети. У будову Землі розрізняють три основних шару.

Земна кора і її властивості

Верхня - це земна кора. Її товщина може варіюватися від 5 кілометрів в океанічних областях до 70 кілометрів на гірських районах материкової частини. По відношенню до всієї планети ця оболонка не товще яєчної шкаралупи, а під нею вирує підземний вогонь. Відлуння глибинних процесів, що відбуваються в надрах Землі, які ми спостерігаємо у вигляді вивержень вулканів і землетрусів, викликають великі руйнування.

Земна кора - це єдиний шар, який доступний людям для життя і повноцінних досліджень. Структура земної кори під континентами і океанами різна.

Континентальна земна кора займає набагато меншу але має більш складну будову. Вона містить під осадовим шаром зовнішній гранітний і нижній базальтовий шари. В континентальної корі зустрічаються давніші породи, вік яких майже два мільярди років.

Більш тонка, всього близько п'яти кілометрів, і містить два шари: нижній базальтовий і верхній осадовий. Вік океанічних порід не перевищує 150 мільйонів років. У цьому шарі може існувати життя.

Мантія і що ми про неї знаємо

Під корою залягає шар, іменований мантією. Кордон між нею і корою досить різко позначена. Вона названа шаром Мохоровіча, і її можна виявити на глибині близько сорока кілометрів. Кордон Мохоровіча складається в основному з базальтів і силікатів, що знаходяться в твердому стані. Виняток становлять такі собі «лавові кишені», які знаходяться в рідкому вигляді.

Товщина мантії - майже три тисячі кілометрів. Такі ж шари виявлені і на інших планетах. На цьому кордоні відбувається чітке зростання сейсмічних швидкостей від 7,81 до 8,22 км / с. Мантію Землі поділяють на верхню і нижню складові. Кордоном між даними геосферами служить шар Галіцина, який знаходиться на глибині близько 670 км.

Як формувалося знання про мантії?

На початку 20-го століття інтенсивно обговорювалася межа Мохоровіча. Деякі дослідники вважали, що саме там відбувається метаморфічний процес, при якому формуються породи з високою щільністю. Інші вчені пояснювали різке збільшення швидкості руху сейсмічних хвиль зміною змісту складу порід від щодо легких до більш важким типам.

Зараз ця точка зору вважається основною в розумінні і методах дослідження процесів, що відбуваються всередині планети. Сама безпосередньо недоступна для прямих досліджень з причини глибокого залягання, і вона не виходить на поверхню.

Тому основна інформація отримана геохімічними і геофізичними методами. Загалом реконструкція через наявні джерела - дуже складне завдання.
Мантія, приймаюча випромінювання з центру, розігріта від 800 градусів нагорі до 2000 градусів близько ядра. Передбачається, власне, що речовина мантії перебуває в безперервному русі.

Чому дорівнює щільність Землі в області мантії?

Щільність Землі в межах мантії досягає близько 5,9 г / см 3. Тиск зростає зі збільшенням глибини і може досягати 1,6 млн. Атмосфер. У питанні визначення температури в мантії думки вчених не однозначні і досить суперечливі, 1500-10000 градусів Цельсія. Такі сформовані думки в вчених колах.

Чим ближче до центру, тим гаряче

У центрі Землі розміщено ядро. Його верхня частина знаходиться на глибині 2900 кілометрів від поверхні (зовнішнє ядро) і становить близько 30% від загальної маси планети. Цей шар має властивості тягучою рідини і електропровідністю. Містить в собі близько 12% сірки і 88% заліза. На кордоні ядра і мантії різко зростає щільність Землі і досягає близько 9,5 г / см 3. На глибині приблизно 5100 км розпізнають його внутрішню частину, радіус якої становить близько 1260 кілометрів, а маса - 1,7% від загальної маси планети.

Тиск в центрі настільки величезна, що залізо і нікель, які повинні бути рідкими, перебувають в твердому стані. На думку наукових досліджень, Центр Землі є місцем з сверхекстремальнимі умовами з тиском в 3,5 мільйона атмосфер і температурою вище 6000 градусів.

У зв'язку з цим железонікелевий сплав не переходить в рідкий стан, Незважаючи на те що температура плавлення подібних металів дорівнює 1450-1500 градусів Цельсія. Через гігантського тиску в центрі маса і щільність Землі досить величезні. Один кубічний дециметр речовини важить приблизно дванадцять з половиною кілограм. Це унікальне і єдине місце, де щільність планети значно вище, ніж в будь-якому іншому її шарі.

Розкрити всі механізми взаємодії всередині Землі було б не тільки цікаво, а й корисно. Нам би стало зрозуміло освіту різних корисних копалин і їх місцезнаходження. Можливо, повноцінно став би зрозумілий механізм виникнення землетрусів, що дало б можливість точно їх попереджати. На сьогодні вони непередбачувані і приносять багато жертв і руйнувань. Точні знання про конвекції потоків і їх взаємодії з літосферою, можливо, проллють світло на цю проблему. Тому майбутнім вченим має бути довга, цікава і корисна робота для всього людства.

Хімічний склад Землі (рис. 1) схожий зі складом інших планет земної групи, наприклад Венери або Марса.

В цілому переважають такі елементи, як залізо, кисень, кремній, магній, нікель. Зміст легких елементів невелика. Середня щільність речовини Землі 5,5 г / см3.

Про внутрішню будову Землі достовірних даних вельми мало. Земля складається з земної кори, мантії і ядра.

Мал. 1. Хімічний склад Землі

Мал. 2. внутрішня будова землі

ядро розташоване в центрі Землі, його радіус становить близько 3,5 тис. км. Температура ядра досягає 10 000 К, т. Е. Вона вище, ніж температура зовнішніх шарів Сонця, а його щільність складає 13 г / см3 (порівняйте: вода - 1 г / см3). Ядро імовірно складається з сплавів заліза і нікелю.

Зовнішнє ядро \u200b\u200bЗемлі має велику потужність, ніж внутрішнє (радіус 2200 км) і знаходиться в рідкому (розплавленому) стані. Внутрішнє ядро \u200b\u200bпіддається колосальному тиску. Речовини, що складають його, знаходяться в твердому стані.

мантія- геосфера Землі, яка оточує ядро \u200b\u200bі становить 83% від обсягу нашої планети. Нижня її межа розташовується на глибині 2900 км. Мантія поділяється на менш щільну і пластичну верхню частину (800-900 км), з якої утворюється магма (в перекладі з грецького означає «густа мазь»; це розплавлене речовина земних надр - суміш хімічних сполук і елементів, в тому числі газів, в особливому напіврідкому стані); і кристалічну нижню, тол- шиною близько 2000 км.

Земна кора - зовнішня оболонка літосфери. Її щільність приблизно в два рази менше, ніж середня щільність Землі, - 3 г / см3.

Від мантії земну кору відокремлює межа Мохоровичича (її часто називають кордоном Мохо), що характеризується різким наростанням швидкостей сейсмічних хвиль. Вона була встановлена \u200b\u200bв 1909 р хорватським ученим Андрієм Мохоровичичем (1857- 1936).

Оскільки процеси, що відбуваються в самій верхній частині мантії, впливають на рухи речовини в земній корі, їх об'єднують під загальною назвою літосфера (кам'яна оболонка). Потужність літосфери коливається від 50 до 200 км.

Нижче літосфери розташовується астеносфера - менш тверда і менш в'язка, але більш пластична оболонка з температурою 1200 ° С. Вона може перетинати кордон Мохо, проникаючи в земну кору. Астеносфера - це джерело вулканізму. У ній знаходяться осередки розплавленої магми, яка впроваджується в земну кору або виливається на земну поверхню.

2. Літосфера і її будова

Літосфера - це тверда оболонка Землі, що складається з земної кори і верхньої частини мантії (від грец. Lithos - камінь і sphaira - куля). Відомо, що існує тісний зв'язок між літосферою і мантією Землі. Потужність літосфери становить в середньому від 70 до 250 км.

літосфера - це зовнішня оболонка «твердої» Землі.

Земна кора і верхня (тверда) частину мантії утворюють літосферу. Вона являє собою «куля» з твердої речовини радіусом близько 6400км. Земна кора - зовнішня оболонка літосфери. Складається з осадового, гранітного і базальтового шарів. Відрізняють океанічну і материкову земну кору. У складі першої відсутня гранітний шар. Максимальна товщина земної кори близько 70 км - під гірськими системами, 30- 40 км - під рівнинами, найбільш тонка земна кора - під океанами, всього 5 10 км.
Іншу частину ми називаємо внутрішньої літосферою, яка включає також і центральну частину, яка називається ядром. Про внутрішніх шарах літосфери нам майже нічого не відомо, хоча на їх частку припадає майже 99,5% всієї маси Землі. Їх можна вивчати тільки за допомогою сейсмічних досліджень.

Потужність літосфери змінюється від 50 км (під океанами) до 100 км (під материками). Cтроеніе літосфери представлено її великими блоками - плитами літосфери, відокремленими один від одного глибинними тектонічними розломами. Плити літосфери рухаються в горизонтальному напрямку із середньою швидкістю 5-10 см в рік.

Форма землі.

За формою Земля близька до еліпсоїда, сплюснута біля полюсів і розтягнутому в екваторіальній зоні. Середній радіус Землі 6371,032 км, полярний 6356,777 км, екваторіальний 6378,160 км. Маса Землі 5,976 · 1024 кг, середня щільність 5518 кг / м3.

Щільність землі.

Щільність Землі була вперше визначена І. Ньютоном в 1736 р в межах 5-6 г / см 3. Наступні, більш точні, визначення дали середню щільність 5,527 г / см 3. Ця величина значно перевищує щільність верхніх горизонтів земної кори, яка на підставі численних вимірів щільності виходять на поверхню гірських порід може бути визначена більш-менш точно. У табл. наводяться середні щільності повнокристалічна вивержених порід (за Р. А. Делі).

Виходячи з середніх щільності гірських порід (Вважається, що до глибини 16 км земна кора складається з 95% вивержених, 4% метаморфічних і 1% осадових порід.), Що складають земну кору, щільність «гранітного шару» земної кори приймають рівною 2,7 г / см 3, «базальтового шару» - 2,9 г / см 3, «базальтового шару» океанічної кори - від 3,0 до 3,1 г / см 3, а верхній частині підкіркового шару (мантії) - 3,3 г / см 3 (з урахуванням тиску на глибині 30-40 км).

Сила тяжіння землі.

Сила тяжіння обумовлена \u200b\u200bзагальною масою Землі. Тому все коливання в розподілі мас в вертикальних розрізах повинні відображатися на величині сили тяжіння. У зв'язку з цим природно було б очікувати більш-менш значного впливу рельєфу на розподіл сили тяжіння на земній поверхні. Зокрема, на материках, складених чітко вираженими в рельєфі нагромадженнями гірських порід, сила тяжіння повинна б бути більше, ніж на океанах, поверхня яких лежить на нижчому гіпсометричні рівні і верхні горизонти складені 4-кілометровим шаром води, значно менш щільним, ніж гірські породи материків. Однак із зіставлення полів сили тяжіння океанів і материків слід, що за абсолютною величиною аномалії сили тяжіння на тих і інших майже рівні. Деякі більш значні, але цілком зрозумілі і закономірні зміни сили тяжіння на Землі викликані полярним стисненням і відцентровою силою, Що розвивається при обертанні планети і спрямованої на екваторі в сторону, протилежну силі тяжіння (величина сили тяжіння збільшується від екватора до полюсів на 0,5%). Сила тяжіння змінюється також під впливом тяжіння Місяця і Сонця ( «місячно-сонячні варіації сили тяжіння»), адже він впливає не тільки на будь-яке тіло на земній поверхні, а й на всю Землю, викликаючи приливні деформації, що змінюють форму не тільки рідкої, але і твердої земної оболонки.

Оболонки земної кулі.

Земна кора - зовнішня тверда оболонка Землі (геосфера). Нижче кори знаходиться мантія, яка відрізняється складом і фізичними властивостями - вона щільніша, містить в основному тугоплавкі елементи. Розділяє кору і мантію межа Мохоровичича, або скорочено Мохо, на якій відбувається різке збільшення швидкостей сейсмічних хвиль. Із зовнішнього боку велика частина кори покрита гідросферою, а менша перебуває під впливом атмосфери.

магнітні властивості землі.

Магнітне поле ЗЕМЛІ. Більшість планет Сонячної системи в тій чи іншій мірі володіють магнітними полями. За зменшенням дипольного магнітного моменту на першому місці Юпітер і Сатурн, а за ними слідують Земля, Меркурій і Марс, причому по відношенню до магнітного моменту Землі значення їх моментів становить 20 000, 500, 1, 3/5000 3/10000. Дипольний магнітний момент Землі на 1970 складала 7,98 × 10 25 Гс / см 3 (або 8,3 × 10 22 А.М 2), зменшуючись за десятиліття на 0,04 × 10 25 Гс / см 3. Середня напруженість поля на поверхні становить близько 0,5 Е (5 · 10 -5 Тл). За формою основне магнітне поле Землі до відстаней менше трьох радіусів близько до поля еквівалентного магнітного диполя. Його центр зміщений щодо центру Землі в напрямку на 18 ° пн.ш. і 147,8 ° ст. д. Ось цього диполя нахилена до осі обертання Землі на 11,5 °. На такий же кут геомагнітні полюси відстоять від відповідних географічних полюсів. При цьому південний геомагнітний полюс знаходиться в північній півкулі. В даний час він розташований недалеко від північного географічного полюса Землі в Північній Гренландії. Його координати j \u003d 78,6 + 0,04 ° Т пн.ш., l \u003d 70,1 + 0,07 ° T з.д., де Т - число десятиліть від 1970. У Cеверного магнітного полюса j \u003d 75 ° пд.ш., l \u003d 120,4 ° східної довготи (В Антарктиді). Реальні магнітні силові лінії магнітного поля Землі в середньому близькі до силових ліній цього диполя, відрізняючись від них місцевими нерегулярно, пов'язаними з наявністю намагнічених порід в корі. В результаті вікових варіацій геомагнітний полюс прецессирует щодо географічного полюса з періодом близько 1200 років. на великих відстанях магнітне поле Землі несиметрично. Під дією вихідного від Сонця потоку плазми (сонячного вітру) магнітне поле Землі спотворюється і набуває "шлейф" в напрямку від Сонця, який простягається на сотні тисяч кілометрів, виходячи за орбіту Місяця.

Теплові властивості землі.

Головні теплові джерела в мантії Землі - це запас тепла, що залишився ще з часів раннього розплавленого стану, і тепло, що утворюється при розпаді радіоактивних елементів. Усереднена вміст радіоактивних елементів в земній корі не перевищує тисячних часток грама на кілограм породи, проте генерований ними тепловий потік робить істотний вплив на теплові властивості Землі в цілому. Якби всередині Землі радіоактивні речовини містилися б в тих же пропорціях, що і в поверхневих гірських породах, То температура в надрах стала б не падати, а рости, і мантія була б повністю рідкої, що суперечить сучасним уявленням

важлива величина теплового потоку з ядра в мантію багато в чому визначається конвективними процесами, що відбуваються в ядрі, інтенсивність яких в свою чергу впливає на величину генерованого в ньому магнітного поля.

Тиск земної кулі.

В цілому на земній кулі формується кілька поясів атмосферного тиску. На екваторі, інтенсивно нагрівається Сонцем, воно постійно знижений. Тут нагріте від земної поверхні повітря піднімається і розтікається до тропічних широт. На висоті він охолоджується, опускається вниз, створюючи в тропіках області підвищеного тиску. Над полюсами температура постійно низька, тут холодне повітря опускається і ущільнюється, в ці райони надходить повітря з помірних широт. Над полюсами встановлюється високий тиск, а над помірними широтами - низька.

Пояси високого і низького тиску не розподіляють над поверхнею Землі рівними смугами, тому що материки і океани, по різному поглинають і віддають сонячне тепло, Розташовуються на земній кулі нерівномірно.

Вступ

Три зовнішні оболонки Землі, що розрізняються фазовим станом, - тверда земна кора, рідка гідросфера і газова атмосфера - тісно пов'язані між собою, а речовина кожної з них проникає в межі інших. Підземні води пронизують верхню частину земної кори, значний обсяг газів знаходиться не в атмосфері, а розчинений в гідросфері і заповнює порожнечі в ґрунті і гірських породах. У свою чергу, вода і дрібні тверді мінерали насичують нижні шари атмосфери.

Зовнішні оболонки пов'язані не тільки просторово, а й генетично. Походження оболонок, формування їх складу і його подальша еволюція взаємопов'язані. В даний час цей зв'язок в значній мірі обумовлена \u200b\u200bтим, що зовнішня частина планети охоплена геохимической діяльністю живої речовини.

Маси оболонок сильно розрізняються. Маса земної кори оцінюється в 28,46 × 10 18 т, Світового океану - 1,47 × 10 18 т, атмосфери - 0,005 × 10 18 т. Отже, в земній корі знаходиться основний резерв хімічних елементів, які залучаються до міграційні процеси під впливом живої речовини. Концентрації і розподіл хімічних елементів в земній корі роблять сильний вплив на склад живих організмів суші і всього живого речовини Землі.

Розглядаючи проблему складу живої речовини, В.І. Вернадський зазначав: «... хімічний склад організмів найтіснішим чином пов'язаний з хімічним складом земної кори; організми пристосовуються до нього ».

Хіміки і петрографи починаючи з другої половини XIX в. вивчали хімічний склад гірських порід методами вагового та об'ємного хімічного аналізу. Підсумовуючи результати численних аналізів гірських порід, Ф. Кларк показав, що в земній корі переважають вісім хімічних елементів: кисень, кремній, алюміній, залізо, магній, кальцій, калій і натрій. Цей основний висновок неодноразово підтверджений результатами наступних досліджень. Методами хімічного аналізу, якими користувалися в XIX в., Визначення низьких концентрацій елементів було неможливо. Були потрібні принципово інші підходи.

Потужний імпульс вивченню хімічних елементів з дуже низькою концентрацією в речовині земної кори дало застосування більш чутливого методу - спектроскопічного аналізу. Нові факти дозволили В.І. Вернадському сформулювати принцип «всюдности» всіх хімічних елементів. У доповіді на XII з'їзді російських природознавців і лікарів в грудні 1909 року він заявив: «У кожній краплі і порошині речовини на земній поверхні, у міру збільшення тонкощі наших досліджень, ми відкриваємо все нові і нові елементи ... У піщинці або в краплі, як в мікрокосмос, відбивається загальний склад космосу ».

Ідея «всюдности» хімічних елементів довгий час викликала настороженість навіть з боку великих вчених. Це було пов'язано з тим, що елементи, що містяться в кількості нижче рівня чутливості методу, при аналізі не виявлялися. Створювалася ілюзія їх повної відсутності, що відбилося на термінології. У геохімії виникли терміни рідкісні елементи (DieselteneElementen- ньому .; rareelements- англ.), частота (DieHaufigkeit- ньому.) виявлення. Насправді має місце не реальна рідкість або мала частота зустрічальності елемента при аналізах, а його низька концентрація в досліджуваних пробах, яка не може бути визначена недостатньо чутливими методами аналізу.

Низька чутливість методу часто не дозволяла визначати кількість елемента, а лише констатувати присутність його «слідів». З тих пір в геохимической літературі широко використовується термін? застосовувався В.М. Гольдшмідт і його колегами в 1930-х рр .: елементи-сліди (DieSpurelemente- ньому .; traceelements- англ .; deselementstraces- фр.).

В результаті зусиль вчених різних країн у 20-х рр. XX ст. склалося загальне уявлення про склад земної кори. Середні значення відносного вмісту хімічних елементів в земній корі та інших глобальних і космічних системах відомий геохімік А.Є. Ферсман запропонував називати кларками в честь вченого, який намітив шлях до кількісної оцінки поширення хімічних елементів.

Кларк - вельми важлива величина в геохімії. Аналіз значень кларков дозволяє зрозуміти багато закономірностей розподілу хімічних елементів на Землі, в сонячній системі і доступною нашими спостереженнями частини Всесвіту. Кларки хімічних елементів земної кори відрізняються більш ніж на десять математичних порядків. Таке істотне кількісне розходження повинно відбитися на якісно неоднаковою ролі двох груп елементів в земній корі. Найбільш яскраво це проявляється в тому, що елементи першої групи, що містяться у відносно великій кількості, Утворюють самостійні хімічні сполуки, а елементи другої групи з малими кларками переважно розпорошені, розсіяні серед хімічних сполук інших елементів. Елементи першої групи називають головними, елементи другої - розсіяними. Їх синонімами в англійською є minorelements, rareelements, найбільш вживаний синонім traceelements. Умовною межею між групами головних і розсіяних елементів в земній корі може служити величина 0,1%, хоча кларк здебільшого розсіяних елементів значно менше і вимірюються тисячними і меншими частками відсотка. Поняття про стан розсіювання хімічних елементів, так само як і про їх «всюдности», було введено в науку В.І. Вернадським.

Повний хімічний склад верхнього, так званого гранітного, шару континентального блоку земної кори наведено в табл. 1.1.

Таблиця 1.1 Кларки хімічних елементів гранітного шару кори континентів

Для освіти будь-якого хімічної сполуки потрібно концентрація вихідних компонентів не менше мінімальної, нижче якої реакція неможлива. Тому в земній корі переважають хімічні сполуки головних елементів з високими кларками. Незважаючи на те, що загальна кількість природних хімічних сполук - мінералів - становить 2-3 тис. видів, число мінералів, що утворюють поширені гірські породи, невелика. Більше 80% маси земної кори представлено силікатами алюмінію, заліза, кальцію, магнію, калію і натрію; близько 12% становить оксид кремнію. Всі ці мінерали мають кристалічну будову, яке і визначає загальні особливості кристаллохимии земної кори.

В.М. Гольдшмідт показав, що силікатна склад і кристалічну будову земної кори дуже важливі для розподілу не основних, розсіяних елементів. Згідно з концепцією Гольдшмідт в кристаллохимических структурах іони поводяться як тверді сфери (тверді кулі). Тому радіус кожного іона розглядається як постійна величина.

Головна особливість іонів в кристаллохимических структурах полягає в тому, що радіуси негативно заряджених іонів (аніонів) значно більше радіусів позитивно заряджених іонів (катіонів). Уявімо аніони у вигляді великих куль, а катіони - у вигляді дрібних. Тоді моделлю кристалічної речовини з іонним типом зв'язку буде простір, заповнений щільно прилеглими великими кулями - аніонами, між якими повинні розміщуватися дрібні кульки - катіони. Згідно з уявленнями Гольдшмідт цей каркас грає роль своєрідного геохімічного фільтра, що сприяє диференціації хімічних елементів за величиною їх іонів. В конкретну кристалохімічною структуру можуть увійти не будь-які елементи, що володіють необхідною валентністю, а лише ті, іони яких мають відповідний розмір радіусів.

Освіта поширених мінералів супроводжується свого роду сортуванням розсіяних елементів. Для пояснення цього процесу звернемося до поширеного мінералу - польовому шпату. Його крісталлохіміческая структура утворена угрупованнями, що складаються з трьох катіонів кремнію і одного алюмінію, кожен з яких пов'язаний з чотирма аніонами кисню. Угруповання в цілому являє собою комплексний аніон, де вісім іонів кисню, три кремнію і один алюмінію. Це створює один негативний заряд, який врівноважується одновалентних катіоном калію. В результаті існує трехкамерная структура, склад якої відповідає формулі K.

Величина радіусу іона калію становить 0,133 нм. Його місце в структурі може зайняти тільки катіон з близької величиною радіуса. Таким є двовалентний катіон барію, радіус якого дорівнює 0,134 нм. Барій менш поширений, ніж калій. Зазвичай він присутній у вигляді незначної домішки в польового шпату. Тільки в особливих випадках створюється його значна концентрація і утворюється рідкісний мінерал Цельзіан (барієвий польовий шпат).

Аналогічним чином в поширених мінералах і гірських породах вибірково затримуються хімічні елементи, концентрація яких не так велика для утворення самостійних мінералів. Взаємне заміщення іонів в кристалічній структурі завдяки близькості їх радіусів називається изоморфизмом. Це явище було виявлено ще в початку XIX в., але його значення для глобальної диференціації розсіяних хімічних елементів встановлено тільки через століття.

В результаті ізоморфізму розсіяні елементи закономірно концентруються в певних мінералах. Польові шпати служать носіями барію, стронцію, свинцю; олівіни - нікелю і кобальту; циркони - гафнію і т.д. Такі елементи, як рубідій, реній, гафній, не утворюють самостійних з'єднань в літосфері і повністю розсіяні в кристаллохимических структурах мінералів-господарів.

Ізоморфні заміщення - не єдина форма знаходження розсіяних елементів. Феномен розсіювання в земній корі проявляється в різних формах на різному рівні дисперсності.

Найбільш грубодисперсной формою розсіювання є добре окристалізованої, дуже дрібні (зазвичай менше 0,01 - 0,02 мм в діаметрі) акцесорних мінерали. Вони утворюють механічні включення в породоутворюючих мінералах (рис. 1.1).

Мал. 1.1 Включення акцесорних апатиту (1) і циркону (2) в зерні польового шпату. Прозорий шліф, збільшення 160 '

Зміст акцессоріев вельми незначне, але концентрація розсіяних елементів в них настільки висока, що ці елементи утворюють самостійні з'єднання. У кристалічних породах як акцессоріев присутні циркон Zr, рутил, рідше анатаз і Брук, що мають однотипний склад ТiO 2, апатит Са 5 [РО 4] 3 F, магнетит Fe 2+ Fe 2 3+ O 4, ільменіт FeTiO 3, монацит сіро 4, ксенотим YPO 4, каситерит SnO 2, хроміт ЕеСг 2 О 4 і інші засмічених апатиту (7) і мінерали групи шпінелі, мінерали групи колумбіту (Fe, Mg) (Nb, та) 2 О 6 і ін. Зміст акцессоріев в деяких породоутворюючих мінералах, особливо в слюдах, досить помітно.

У деяких мінералах, переважно серед сульфідів і їм подібних з'єднань, широко поширені так звані структури розпаду твердого розчину - дрібні виділення мінералу-домішки в речовині мінералу-господаря. Їх прикладом можуть служити «емульсійна вкрапленность» халькопирита CuFeS 2 і станина Cu 2 FeSnS 4 в Сфалерит ZnS, тонкі пластинчасті виділення ільменіту FeTiO 3 в магнетиті Fe 2+ Fe 2 3+ O 4, дрібні виділення мінералів срібла в галеніті PbS. В результаті в сульфіді свинцю присутній відчутна домішка срібла, в сульфіді міді - домішка олова, в магнетиті - домішка титана.

Застосування поляризаційного мікроскопа і прозорих шліфів дозволило виявити в мінералах не тільки тверді включення, але і мікро-порожнини, заповнені залишками розчинів, з яких здійснювалася кристалізація (рис. 1.2).

Мал. 1.2. Мікропорожнини в кварці: 1 - кристал Сільвіна; 2 – кристал Галіт; 3 – бульбашка газу; 4 – рідка фаза. Прозорий шліф, збільшення 900 '

Це явище, вперше спеціально розглянуте в 1858 р засновником оптичної петрографії Г. Сорбі, до теперішнього часу всебічно вивчено. Мікропорожнини в мінералах зазвичай містять рідку і газову фази, іноді до них додаються дрібні кристали. Проблема рідких включень була грунтовно проаналізована У. Ньюхауз, який відзначив присутність в рідинах важких металів (до декількох відсотків).

Деяка частина домішки розсіяних елементів, легко екстрагуються з тонко розтертих мономінеральних проб, пов'язана саме з рідкими включеннями. Н.П. Єрмаков (1972), вивчивши мікровключення з флюориту, виявив в них n × 10 -1% цинку, марганцю, n × 10 -2% барію, хрому, міді, нікелю і свинцю, n × 10 -3% титану. Надалі в рідких включеннях були виявлені і інші розсіяні елементи.

Разом з тим ретельний аналіз мономінеральних проб і використання електронного зондування показали, що всі без винятку породообразующие мінерали містять розсіяні елементи в настільки високодисперсною формі, що вони не можуть бути виявлені не тільки за допомогою оптичної, а й електронної мікроскопії. У цьому випадку має місце розсіювання елементів на рівні іонів і молекул. Форми такого розсіювання не обмежуються розглянутими раніше явищами ізоморфізму. Відомі численні випадки присутності хімічних елементів в мінералах, які не мають ніякого зв'язку з изоморфизмом.

Результати багатьох тисяч аналізів, виконаних в різних країнах за останні 50 років, дозволяють стверджувати, що все породообразующие мінерали є носіями розсіяних елементів. Саме в них зосереджена основна маса розсіяних елементів, що міститься в земній корі. Знаючи зміст мінералів-носіїв і концентрацію в них розсіяних елементів, можна розрахувати баланс усередині конкретної гірської породи.

При вивченні гранітів Тянь-Шаню було виявлено, що в кварці, незважаючи на незначну концентрацію свинцю, укладено понад 5% всієї маси цього металу, що міститься в породі (табл. 1.2).

Таблиця 1.2. Розподіл свинцю в мінералах, що складають граніти хребта Джумгол

Неможливо припустити изоморфное входження свинцю, цинку або іншого металу в структуру кварцу, утворену комбінацією іонів кремнію і кисню. Тим часом кварц служить носієм багатьох розсіяних елементів. Розроблено особливий метод оцінки потенційної рудоносности гірських порід і жив за змістом в кварці літію, рубідію, бору.

При експериментальному вивченні міцності закріплення розсіяних металів в породоутворюючих мінералах було виявлено, що при обробці тонко подрібненої мінеральної маси послідовними порціями слабких кислотно-лужних розчинників значна частина металів легко витягається при першій же екстракції, причому це витяг не супроводжується руйнуванням крісталлохимічеськой структури мінералів. При подальших обробках кількість екстрагованих металів різко скорочується або припиняється зовсім. Це дозволило припустити, що частина розсіяних елементів не входить в власне кристалохімічною структуру, а приурочена до дефектів реальних кристалів. Дефекти представляють собою різного роду тріщини, причому настільки дрібні, що не виявляються оптичним мікроскопом. Легкість отримання розсіяних металів пояснюється тим, що вони пов'язані з поверхнею мінералу-носія сорбційними силами. У породоутворюючих силікату ця форма знаходження розсіяних металів становить 10 - 20% від усієї маси розсіяних металів. Зокрема, неміцно пов'язана форма свинцю в гранітах Тянь-Шаню становить від 12 до 18% всієї маси розсіяного елементу.

Можна виділити наступні форми знаходження розсіяних елементів в кристалічному речовині земної кори:

I. Мікромінералогіческіе форми:

1. Елементи, що входять в акцесорних мінерали.

2. Елементи, що містяться в мікроскопічних виділених в результаті розпаду твердих розчинів.

3. Елементи, що знаходяться у включеннях залишкових розчинів. П. Немінералогіческіе форми:

4. Елементи, сорбованих поверхнею дефектів реальних кристалів.

5. Елементи, що входять в структуру мінералу-носія за законами ізоморфізму.

6. Елементи, що знаходяться в структурі мінералу-носія в неврегульованих стані.

Поєднання розглянутих форм знаходження розсіяних елементів сильно змінюється в залежності від багатьох факторів. Відповідно змінюється і сумарний вміст розсіяного елементу в різних ділянках земної кори.

3. Особливості розподілу хімічних елементів в земній корі

Варіювання змісту елемента в різних пробах обумовлено багатьма незалежними причинами. Коли розподіл величини визначається досить великим числом приблизно равнодействующих і взаємно незалежних причин, то воно підпорядковується так званому нормальному закону Гауса. Його графічним виразом є крива з симетричними гілками по обидва боки максимальної ординати. При нормальному розподілі найбільш імовірним значенням служить середнє арифметичне х, яке збігається з найбільш часто зустрічаються значеннями - модою. Розтягнутість симетричною кривою по осі абсцис, тобто розкид значень у велику і меншу сторони від моди, характеризується середнім квадратичним відхиленням а.

Нормальний розподіл може також виявлятися не для самої величини, а для її логарифма (логарифмічно нормальний, або логнормального, закон розподілу). В цьому випадку мода збігається із середнім геометричним, а розкид значень характеризується логарифмом а.

У 1940 р Н.К. Розумовський емпіричним шляхом виявив, що вміст металів в рудах відповідає логарифмічно нормальному розподілу. Л.X. Арені в 1954 р, обробивши великий матеріал, незалежно від Розумовського встановив, що розподіл розсіяних елементів в магматичних породах апроксимується логарифмічно нормальним законом. Численні факти вказують на те, що розподіл елементів з високими кларками зазвичай підпорядковується нормальному закону, а розсіяних - логнормальному. Це ще раз підтверджує принципову відмінність головних і розсіяних елементів.

З високою варіабельністю нізкокларкових елементів пов'язана їх здатність до високого ступеня концентрації. Максимальний ступінь концентрації головних елементів становить 10 - 20 разів по відношенню до їх Кларку, а для розсіяних елементів - в сотні і тисячі разів більше. Наприклад, в рудах промислових родовищ ступінь концентрації свинцю, нікелю, олова, хрому становить 1000 × п.

Говорячи про величезні масах важких металів, зосереджених в родовищах руд, слід пам'ятати, що ці маси - незначна частина загальної кількості металів, розсіяних в земній корі. Зокрема, загальносвітові запаси руд цинку, міді, свинцю, нікелю складають всього лише тисячні частки відсотка від мас цих металів, розсіяних в верхньому кілометровому шарі земної кори континентів.

Поклади руд пов'язані з навколишніми гірськими породами поступовими переходами. Рудні тіла знаходяться як би в чохлі поступово спадної концентрації металів. Такі освіти отримали назву ореолів розсіювання Первинні, сінгенетічние рудні ореоли виникають одночасно з рудними тілами і в результаті одних і тих же процесів. Вони мають різноманітну конфігурацію, що залежить від геологічної будови, складу порід, що вміщають і умов рудоутворення.

У рудах поряд з одним або декількома головними рудообразующего елементами присутні супутні елементи, концентрація яких також підвищена, але не настільки, як головних. Елементи-супутники часто утворюють ізоморфні заміщення головних. Наприклад, в цинкових рудах постійно міститься кадмій, в меншій кількості - індій, галій, германій. У мідно-нікелевих рудах присутня значна домішка кобальту, в меншій кількості - селену і телуру. Всі супутні елементи також розсіюються навколо рудних тіл. Володіючи неоднаковою геохимической рухливістю, вони утворюють перехідні зони різної протяжності. У результаті склад і будова ореолів розсіювання дуже складні.

Середній вміст хімічного елемента є норму - геохімічний фон - для даного типу порід в певному районі. На геохимическом тлі виділяються геохімічні аномалії - ділянки гірських порід з підвищеною концентрацією розсіяних елементів. Якщо вони пов'язані з покладами руд, то це ореоли розсіювання. Якщо ж концентрації металів не досягають кондиції руди, то такі аномалії називають помилковими. Використовуючи статистичну обробку масових аналітичних даних, можна виявити закономірні зміни величини геохімічного фону в просторі і виявити геохімічні провінції. В межах провінцій гірські породи одного типу мають витриманими статистичними параметрами, в першу чергу значеннями середнього змісту одного або декількох розсіяних елементів. Середній вміст деяких елементів в однотипних породах різних геохімічних провінцій може сильно відрізнятися (в кілька разів). При цьому хімічний склад цих порід, обумовлений вмістом головних елементів, залишається однаковим або має дуже слабкі відмінності. Наприклад, в гранітах різних провінцій, що мають практично однакову кількість кремнію, алюмінію, заліза, калію, вміст олова, свинцю, молібдену, урану може відрізнятися в 2-3 рази.

Викладений матеріал свідчить про нерівномірність розподілу розсіяних елементів в земній корі. Тому поряд з визначенням кларков, тобто величини середньої концентрації елементів в земній корі в цілому, необхідно враховувати їх здатність концентруватися або розсіюватися в різних об'єктах - різних типах гірських порід або в однотипних породах, але знаходяться в різних геохімічних провінціях, в рудах і ін. Щоб кількісно оцінити неоднорідність хімічних елементів в земній корі, В.І. Вернадський ввів спеціальний показник - кларк концентрації К к. Його числове значення характеризує відхилення змісту елемента в даному обсязі від Кларка:

До К \u003d А / К,

де А - зміст хімічного елемента в гірській породі, руді, мінералі та ін .;

До - кларк цього елемента в земній корі. Якщо кларк концентрації більше одиниці, це вказує на збагачення елементом, якщо менше - означає зниження його змісту в порівнянні з даними для земної кори в цілому.

Зміна концентрації хімічних елементів в просторі, відхилення від глобальної або місцевої геохимической нор МЬ1 __ непоодинокі випадки, а характерна риса геохимической структури земної кори. Це має дуже важливе значення для складу фотосинтезирующих організмів суші, які утворюють основну частину маси живого речовини Землі.

література

1. Алексєєнко В.А. Екологічна геохімія. - М .: Логос, 2000. - 627 с.

2. Арені Л. X. Розподіл елементів в вивержених породах // Хімія земної кори. - М .: Наука, 1964. - Т. 2. - С. 293-300.

3. Вернадський В.І. Нариси геохімії // Избр. соч .: В 5 т. - М .: Изд-во АН СРСР, 1954. - Т. 1. - С. 7-391.

4. Войткевич Г.В., Мірошников А.Є., кухонної А.С., Прохоров В.Г. Короткий довідник по геохімії. - М .: Недра, 1977. - 183 с.

5. Гольдшмит В.М. Принципи розподілу хімічних елементів в мінералах і гірських породах // Зб. ст. по геохімії рідкісних елементів. - М. - Л .: Гонти НКТП СРСР, 1930. - С. 215-242.

6. Добровольський В.В. Географія мікроелементів. Глобальне розсіювання. - М .: Думка, 1983. - 269 с.

7. ПерельманА.І. Геохімія. - М .: Вища. шк., 1989. - 528 с.

8. Ронов А.Б., Ярошевський А.А. Нова модель хімічного складу земної кори // Геохімія. - 1976. - №12. - С. 1763-1795.