Унутраная будова Зямлі

З Вікіпедыі, свабоднай энцыклапедыі
Унутраная будова Зямлі.

Зямля, як і іншыя планеты зямной групы, мае слаістую ўнутраную будову. Яна складаецца з цвёрдых сілікатных абалонак (кары, вельмі вязкай мантыі) і металічнага ядра. Знешняя частка ядра вадкая (значна менш вязкая, чым мантыя), а ўнутраная — цвёрдая.

Літасфера[правіць | правіць зыходнік]

Літасфера (ад стар.-грэч.: λίθος — камень і σφαῖρα — шар, сфера) — цвёрдая абалонка Зямлі. Складаецца з зямной кары і верхняй часткі мантыі. У будове літасферы вылучаюць рухомыя вобласці (складкаватыя паясы) і адносна стабільныя платформы. Блокі літасферы — літасферныя пліты — рухаюцца па адносна пластычнай астэнасферы. Вывучэнню і апісанню гэтых рухаў прысвечаны раздзел геалогіі аб тэктоніцы пліт.

Пад літасферай размяшчаецца астэнасфера, знешняя частка мантыі. Астэнасфера паводзіць сябе як перагрэтая і надзвычай вязкая вадкасць[1], дзе адбываецца паніжэнне хуткасці сейсмічных хваль, што сведчыць аб змене пластычнасці парод[2].

Для абазначэння знешняй абалонкі літасферы ўжываўся цяпер устарэлы тэрмін сіаль, які паходзіць ад назвы асноўных элементаў горных парод Si (лац.: Silicium — крэмній) і Al (лац.: Aluminium — алюміній).

Зямная кара[правіць | правіць зыходнік]

Асноўны артыкул: Зямная кара

Зямная кара — гэта верхняя частка цвёрдай Зямлі. Ад мантыі аддзелена мяжой з рэзкім павышэннем хуткасцей сейсмічных хваль — мяжой Махаровічыча. Ёсць два тыпы кары — кантынентальная і акіянічная. Таўшчыня кары вагаецца ад 6 км пад акіянам да 30-70 км на кантынентах[3]. У кантынентальнай кары вылучаюць тры пласты: асадкавы чахол, гранітны і базальтавы. Акіянічная кара складзена пераважна пародамі асноўнага складу, плюс асадкавы чахол. Зямная кара падзелена на розныя па велічыні літасферныя пліты, якія рухаюцца адносна адна адной. Кінематыку гэтых рухаў апісвае тэктоніка пліт.

Зямная кара пад акіянамі і кантынентамі істотна адрозніваецца.

Зямная кара пад кантынентамі звычайна мае таўшчыню 35-45 км, у гарыстых мясцовасцях магутнасць кары можа даходзіць да 70 км[4]. З глыбінёй у складзе зямной кары павялічваецца ўтрыманне аксідаў магнію і жалеза, памяншаецца ўтрыманне аксіду крэмнію, прычым гэтая тэндэнцыя ў большай ступені мае месца пры пераходзе да верхняй мантыі (субстрату)[4].

Верхняя частка кантынентальнай зямной кары ўяўляе сабой перарывісты пласт, які складаецца з асадкавых і вулканічных горных парод. Пласты могуць быць змятыя ў зморшчыны, зрушаныя па разрыву[4]. На шчытах асадкавая абалонка адсутнічае. Ніжэй размешчаны гранітны пласт, які складаецца з гнейсаў і гранітаў (хуткасць падоўжных хваль у гэтым пласце — да 6,4 км/с)[4]. Яшчэ ніжэй знаходзіцца базальтавы пласт (6,4-7,6 км/с), складзены метамарфічнымі горнымі пародамі, базальтамі і габра. Паміж гэтымі двума пластамі праходзіць умоўная мяжа, званая паверхняй Конрада. Хуткасць падоўжных сейсмічных хваль пры праходжанні праз гэту паверхню скачкападобна павялічваецца з 6 да 6,5 км/с[5].

Кара пад акіянамі мае таўшчыню 5-10 км. Яна падзяляецца на некалькі пластоў. Спачатку размешчаны верхні пласт, які складаецца з донных асадкаў, таўшчынёй менш за кіламетр[4]. Ніжэй ляжыць другі пласт, складзены галоўным чынам з серпенціну, базальту і, імаверна, з праслойкі асадкаў[4]. Хуткасць падоўжных сейсмічных хваль у дадзеным пласце даходзіць да 4-6 км/с, а яго таўшчыня 1-2,5 км[4]. Ніжні, «акіянічны» пласт складзены габра. Гэты пласт мае таўшчыню ў сярэднім каля 5 км і хуткасць праходжання сейсмічных хваль 6,4-7 км/с[4].

Агульная структура планеты Зямля[6]

Глыбіня, км Слой Шчыльнасць, г/см³[7]
0—60 Літасфера (вар’іруецца ад 5 да 200 км) —
0—35 Кара (вар’іруецца ад 5 да 70 км) 2,2—2,9
35—60 Самая верхняя частка мантыі 3,4—4,4
35—2890 Мантыя 3,4—5,6
100—700 Астэнасфера —
2890—5100 Знешняе ядро 9,9—12,2
5100—6378 Унутранае ядро 12,8—13,1

Мантыя Зямлі[правіць | правіць зыходнік]

Асноўны артыкул: Мантыя Зямлі

Мантыя — гэта сілікатная абалонка Зямлі, размешчаная паміж зямной карой і ядром Зямлі[8].

Мантыя складае 67 % масы Зямлі і каля 83 % яе аб’ёму (без уліку атмасферы). Яна распасціраецца ад мяжы з зямной карой (на глыбіні 5-70 кіламетраў) да мяжы з ядром на глыбіні каля 2900 км[8]. Ад зямной кары аддзелена паверхняй Махаровічыча, дзе хуткасць сейсмічных хваль пры пераходзе з кары ў мантыю хутка павялічваецца з 6,7-7,6 да 7,9-8,2 км/с. Мантыя займае велізарны дыяпазон глыбінь, і з павелічэннем ціску ў рэчыве адбываюцца фазавыя пераходы, пры якіх мінералы набываюць усё больш шчыльную структуру. Мантыя Зямлі падзяляецца на верхнюю мантыю і ніжнюю мантыю. Верхні слой, у сваю чаргу, падзяляецца на субстрат, пласт Гутэнберга і пласт Галіцына (сярэдняя мантыя)[8].

Згодна з сучаснымі навуковымі ўяўленнямі, склад зямной мантыі лічыцца падобным да складу каменных метэарытаў, у прыватнасці хандрытаў. У склад мантыі пераважна ўваходзяць хімічныя элементы, якія знаходзіліся ў цвёрдым стане або ў цвёрдых хімічных злучэннях падчас фарміравання Зямлі: крэмній, жалеза, кісларод, магній і інш. Гэтыя элементы ўтвараюць з дыяксідам крэмнію сілікаты. У верхняй мантыі (субстраце), хутчэй за ўсё, больш фарстэрыту MgSiO4, глыбей некалькі павялічваецца ўтрыманне фаяліту Fe2SiO4. У ніжняй мантыі пад уздзеяннем вельмі высокага ціску гэтыя мінералы расклаліся на аксіды (SiO2, MgO, FeO)[3].

Агрэгатны стан мантыі абумоўліваецца ўздзеяннем тэмператур і звышвысокага ціску. З-за ціску рэчыва амаль усёй мантыі знаходзіцца ў цвёрдым крышталічным стане, нягледзячы на высокую тэмпературу. Выключэнне складае толькі астэнасфера, дзе дзеянне ціску аказваецца слабейшым, чым тэмпературы, блізкія да пункта плаўлення рэчыва. З-за гэтага эфекту, відаць, рэчыва тут знаходзіцца альбо ў аморфным стане, альбо ў паўрасплаўленым[3].

Ядро Зямлі[правіць | правіць зыходнік]

Асноўны артыкул: Ядро Зямлі

Ядро — цэнтральная, найбольш глыбокая частка Зямлі, геасфераberu, якая знаходзіцца пад мантыяй і, як мяркуецца, складаецца з жалеза-нікелевага сплаву з прымешкай іншых сідэрафільных элементаў. Глыбіня залягання — 2900 км. Сярэдні радыус сферы — 3485 км. Падзяляецца на цвёрдае ўнутранае ядро радыусам каля 1300 км і вадкае знешняе ядро радыусам каля 2200 км, паміж якімі часам вылучаюць пераходную зону. Тэмпература ў цэнтры ядра Зямлі дасягае 6000 °С[9], шчыльнасць каля 12,5 т/м³, ціск да 360 гПа (3 550 000 атмасфер)[10][9]. Маса ядра — 1,9354×1024 кг.

Хімічны састаў ядра
Крыніца Si, wt.% Fe, wt.% Ni, wt.% S, wt.% O, wt.% Mn, ppm Cr, ppm Co, ppm P, ppm
Allegre et al., 1995, Table 2 p 522 7,35 79,39±2 4,87±0,3 2,30±0,2 4,10±0,5 5820 7790 2530 3690
Mc Donough, 2003, Table 4 Архівавана 8 кастрычніка 2013. p 556 6,0 85,5 5,20 1,90 ~0 300 9000 2500 2000

Унутранае цяпло[правіць | правіць зыходнік]

Унутраная цеплыня планеты забяспечваецца спалучэннем рэшткавага цяпла, якое засталося ад акрэцыі рэчыва, якая адбывалася на пачатковым этапе фарміравання Зямлі (каля 20 %)[11] і радыеактыўным распадам нестабільных ізатопаў: калію-40beru, урану-238been, урану-235beru і торыю-232beru[12]. У трох з пералічаных ізатопаў перыяд паўраспаду складае больш за мільярд гадоў[12]. У цэнтры планеты, тэмпература, магчыма, падымаецца да 6000 °C (больш, чым на паверхні Сонца), а ціск можа дасягаць 360 гПа (3 600 000 атм)[10]. Частка цеплавой энергіі ядра перадаецца да зямной кары з дапамогай плюмаўberu. Плюмы прыводзяць да з’яўлення гарачых пунктаў і трапаўberu[13]. Паколькі большая частка цяпла ад Зямлі забяспечваецца радыеактыўным распадам, то ў пачатку гісторыі Зямлі, калі запасы кароткачасовых ізатопаў яшчэ не былі вычарпаны, энергавыдзяленне нашай планеты было значна большым, чым зараз[14].

Асноўныя цеплавыдзяляючыя ізатопы (зараз)[15]
Ізатоп Цеплавыдзяленне
Вт/кг ізатопа 		Перыяд
паўраспаду

гадоў 		Сярэдняя канцэнтрацыя ў мантыі
кг ізатопа/кг мантыі 		Цеплавыдзяленне
Вт/кг мантыі
238U 9,46 × 10−5 4,47 × 109 30,8 × 10−9 2,91 × 10−12
235U 5,69 × 10−4 7,04 × 108 0,22 × 10−9 1,25 × 10−13
232Th 2,64 × 10−5 1,40 × 1010 124 × 10−9 3,27 × 10−12
40K 2,92 × 10−5 1,25 × 109 36,9 × 10−9 1,08 × 10−12

Сярэднія страты цеплавой энергіі Зямлі складаюць 87 мВт·м−2 альбо 4,42 × 1013 Вт (глабальныя цепластраты)[16]. Частка цеплавой энергіі ядра пераносіцца да плюмаў — гарачых мантыйных патокаў. Гэтыя плюмы могуць выклікаць з’яўленне трапаў[13], рыфтаў і гарачых пунктаўbeen. Больш за ўсё энергіі губляецца Зямлёй праз тэктанічны рух пліт і ўздым рэчыва мантыі на сярэдзінна-акіянічныя хрыбты. Апошнім асноўным тыпам страт цяпла з’яўляецца цепластраты скрозь літасферу, прычым большая колькасць цепластрат такім спосабам адбываецца ў акіяне, бо зямная кара там значна танчэйшая, чым пад кантынентамі[17].

Зноскі[правіць | правіць зыходнік]

  1. ↑ Staff. Crust and Lithosphere. Plate Tectonics & Structural Geology. The Geological Survey (27 лютага 2004). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 11 сакавіка 2007.
  2. ↑ Унутраная будова Зямлі — артыкул з БСЭ
  3. ↑ а б в Унутраная будова Зямлі — артыкул з БСЭ
  4. ↑ а б в г д е ё ж Унутраная будова Зямлі — артыкул з БСЭ
  5. ↑ Унутраная будова Зямлі — артыкул з БСЭ
  6. ↑ Jordan, T. H. (1979). "Structural geology of the Earth's interior". Proceedings National Academy of Science. 76 (9): 4192–4200. Bibcode:1979PNAS...76.4192J. doi:10.1073/pnas.76.9.4192. PMC 411539. PMID 16592703.
  7. ↑ The Interior of the Earth. USGS (26 ліпеня 2001). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 24 сакавіка 2007.
  8. ↑ а б в Унутраная будова Зямлі — артыкул з БСЭ
  9. ↑ а б The Earth’s Centre is 1000 Degrees Hotter than Previously Thought. European Synchrotron Radiation Facility (26 красавіка 2013). Архівавана з першакрыніцы 12 чэрвеня 2013. Праверана 12 чэрвеня 2013.
  10. ↑ а б Alfè, D.; Gillan, M. J.; Vocadlo, L.; Brodholt, J; Price, G. D. (2002). "The ab initio simulation of the Earth's core" (PDF). Philosophical Transaction of the Royal Society of London. 360 (1795): 1227–1244.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  11. ↑ Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). "4". Geodynamics (2 ed.). Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. pp. 136–137. ISBN 978-0-521-66624-4.
  12. ↑ а б Robert Sanders. Radioactive potassium may be major heat source in Earth's core (англ.). UC Berkeley News (10 снежня 2003). Архівавана з першакрыніцы 14 ліпеня 2013. Праверана 14 ліпеня 2013.
  13. ↑ а б Richards, M. A.; Duncan, R. A.; Courtillot, V. E. (1989). "Flood Basalts and Hot-Spot Tracks: Plume Heads and Tails". Science. 246 (4926): 103–107. Bibcode:1989Sci...246..103R. doi:10.1126/science.246.4926.103. PMID 17837768.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  14. ↑ Войткевич В. Г. Строение и состав Земли // Происхождение и химическая эволюция Земли / под ред. Л. И. Приходько. — М.: Наука, 1973. — С. 57-62. — 168 с.
  15. ↑ Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). "4". Geodynamics (2 ed.). Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. p. 137. ISBN 978-0-521-66624-4.
  16. ↑ Pollack, Henry N.; Hurter, Suzanne J.; Johnson, Jeffrey R. (1993). "Heat flow from the Earth's interior: Analysis of the global data set". Reviews of Geophysics. 31 (3): 267–280. Bibcode:1993RvGeo..31..267P. doi:10.1029/93RG01249. {{cite journal}}: Невядомы параметр |month= ігнараваны (даведка)
  17. ↑ Sclater, John G (1981). "Oceans and Continents: Similarities and Differences in the Mechanisms of Heat Loss". Journal of Geophysical Research. 86 (B12): 11535. Bibcode:1981JGR....8611535S. doi:10.1029/JB086iB12p11535. {{cite journal}}: Невядомы параметр |coauthors= ігнараваны (прапануецца |author=) (даведка)
Узята з "https://be.wikipedia.org/w/index.php?title=Унутраная_будова_Зямлі&oldid=4718749"