Современные представления о строении и составе Земли, ее образовании и возрасте

Термосфера. Это наиболее разреженный слой, для которого характерны повышенная ионизация входящих в ее состав газов, а также существенное повышение температуры. Она изменяется от -90 °С на высоте около 80 км до 400 °С и более на высоте около 200 км. Среднее содержание водяного пара в атмосфере составляет около 2,6 % (об.). Для средних широт оно равно 1,3 % летом и 0,4 % зимой. Кроме того, незагрязненная атмосфера, помимо пыли (0,02 мг/м3), содержит сернистый ангидрид (S02), оксид углерода (СО), оксид азота (NO), а также ряд соединений и бактерий.

Гидросфера располагается между атмосферой и твердой земной поверхностью. Это прерывистая водная оболочка Земли, кроме Мирового океана в ее состав входят наземные и подземные воды.

Гидросфера – одна из оболочек Земли, которая сыграла одну из самых важных ролей в геологической истории Земли. В ее пределах возникла жизнь и прошли сложнейшую эволюцию земные организмы. В гидросфере возникли своеобразные ландшафты, образовались осадочные горные породы и благодаря своей динамике в пределах гидросферы сформировался рельеф Земли. Гидросфера объединяет все известные нам формы природных вод: воды, находящиеся в магматических расплавах, в химических соединениях в минералах и горных породах, сорбированные поверхностью минеральных зерен, в капиллярной осмотической, в вакуольной и биологически связанной формах. Вода находится в газообразном, жидком и твердом состоянии. Эти формы постоянно переходят одна в другую и взаимодействуют с соседствующими сферами. Например, жидкая вода превращается в пар или в лед, пар конденсируется, лед тает. Вода нередко входит в кристаллическую решетку некоторых минералов, причем при повышении температуры минералы теряют воду. Вода прямо или косвенно участвует во всех природных процессах, происходящих как на поверхности Земли, так и в ее недрах.

Масса гидросферы составляет 1,46 * 106 трлн т воды и льда. Она в 275 раз превышает массу атмосферы, но составляет всего одну четырехтысячную часть массы всей Земли. Около 94 % массы гидросферы составляют соленые воды Мирового океана. Из оставшихся 6 % около 3/4 приходится на подземные и поверхностные воды (озера, водохранилища, реки, болота) и только 1/4 на горные ледники и ледники Гренландии и Антарктиды.

Земная кора. Представления о составе и физическом состоянии областей, находящихся в земных глубинах, основывается на комплексных геофизических исследованиях недр. Главным из них является сейсмический метод (от греч. «сейсма» – сотрясение). По данным сейсмического зондирования, исходя из скоростей прохождения сейсмических волн, выделяют три главные сферы Земли, отде-денные одна от другой поверхностями раздела, в которых резко ме-нЯЮтся их величины.

Земная кора – это твердая верхняя (внешняя) оболочка Земли. £е мощность колеблется от 5-20 (12) км под водами океанов до 30 - 40 км в равнинных областях и до 50 - 75 км в горных регионах. Если принять среднюю мощность (толщину) земной коры равной 33 км, а среднюю плотность веществ в ней – 2,8 г/см3, то масса коры окажется равной 4,7 * 107 трлн т, что составит около 0,8 % всей массы Земли.

До недавнего времени этот слой называли сиалью (от начальных букв слов silicium – кремний и aluminium – алюминий). Это отличало ее от нижележащих слоев, которые были известны под названием сима (silicium + magnium).

В действительности земная кора состоит из легкоплавких силикатов с преобладанием алюмосиликатов. Больше всего в земной коре кислорода (49,13 %), кремния (26 %) и алюминия (7,45 %). Кислород в земной коре содержится не в свободном виде, а в форме оксидов. Здесь в среднем находится 58 % Si02,15 % А1203,8 % FeO u Fe203, 6 % СаО, 4 % MgO и Na20, 2,5 % К20. В разных горных породах до вольно много содержится радиоактивных долгоживущих изотопов урана, тория и калия. Больше всего их находится в гранитах и меньше всего в перидотитах и дунитах.

Рис. 3. Строение внутренних оболочек Земли

Граница земной коры от нижележащей мантии выделяется довольно резко. Ниже этой границы скорость продольных волн возрастает до 7,9-8, а иногда даже до 8,3 км/с, поперечных волн – до 4,5-4,7 км/с. Сейсмический раздел впервые был установлен югославским сейсмологом А. Мохоровичичем и в честь его назван поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо или М) (рис. 3).

Мантия Земли распространяется под земной корой до глубины 2900 км от поверхности. Ее делят на две части: верхнюю – слои «В» и «С», которые распространяются до глубины 900-1000 км, и нижнюю - слои «D» и «D]» от глубин 900- 1000 км до 2900 км. Слой «В» именуют слоем Гутенберга, а слой «С» называют переходным слоем или слоем Голицына. Граница между слоями «В» и «С» располагается на глубине около 410 км, при переходе через которую сверху вниз скорости сейсмических волн резко возрастают. Сейсмическими методами в слое «В» верхней мантии установлен слой относительно менее плотных, как бы «размягченных» пластичных горных пород. Он называется астеносферой (от греч. «астянос» – слабый). В астеносферном слое наблюдается понижение скорости сейсмических волн, что особенно касается поперечных. Это, а также повышенная электрическая проводимость свидетельствуют о том, что речь может идти о своеобразном состоянии вещества. Оно вязкое и более пластичное по отношению к горным породам вышележащей земной коры и нижележащей мантии. Астеносферный слой располагается на различных глубинах. Под континентами он находится от 80-120 до 200-250 км, а под океанами – от 50-60 до 300-400 км. Вязкость астеносферного вещества существенно меняется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Меняется и его мощность3.

Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой. Ниже астеносферы скорость продольных сейсмических волн резко возрастает, достигая на глубинах 900-2000 км 11,3-11,4 км/с.

Слой «С» отделяется от нижней мантии границей на глубине около 1000 км, где рост скоростей распространения сейсмических волн с глубиной резко замедляется. В нижней мантии скорости поперечных волн хотя и продолжают расти, но значительно медленнее, чем в слое «С» верхней мантии, достигая на глубинах 2700-2900 км 13,6 км/с. На глубине 2900 км намечается новый раздел сейсмического характера, который отделяет мантию от ядра. Здесь скорости продольных волн скачкообразно падают с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре.

Ядро Земли. В нем выделяют внешнее, переходное и внутреннее ядра. Внешнее ядро располагается на глубине от 2900 до 4980 км, сходное до глубин 5120 км, а внутреннее ядро находится ниже, 120 км. Скорость распространения продольных (волны Р) сейсмических волн в нижней части земной коры в среднем составляет 6,5-7 4 км/с, а поперечных (волны S) – около 3,7 – 3,8 км/с.

Образование Земли и ее возраст. Земля, как и другие планеты, возникла из солнечного вещества. Документальными свидетелями допланетной стадии развития вещества и ранних этапов существования Земли служат соотношения изотопов и радиоактивность химических элементов, из которых состоят Земля и метеориты. На основании данных астрофизики и космохимии можно предполагать, что задолго до формирования планет Солнечной системы их вещество прошло звездную стадию, включавшую синтез ядер атомов в недрах звезд, одна из которых была предком Солнечной системы. В результате Большого Взрыва этой звезды в плоскости ее экватора образовалась дисководная протопланетная туманность.

Исходным материалом для образования планет был так называемый звездный газ – разобщенные ионизированные атомы. По мер охлаждения в соответствии с температурными условиями из него возникали твердые частицы и происходила их консолидация. Древнейшими твердыми телами Солнечной системы являются метеориты. Их возраст по данным ядерной геохронологии составляет 4,5-4,7 млрд лет. Абсолютный возраст вещества Луны – 4,7 млрд лет. Земля как планета имеет близкий к этим данным возраст.С

 момента становления планеты  начался процесс образования  горных пород, слагающих земную  кору/ Абсолютный возраст наиболее древних горных пород следующий: граниты Кольского полуострова – 3,1 млрд лет; гнейсы Украины – 3,5; граниты Африки – 3,5; амфиболиты Гренландии – 3,75; чарнокиты Антарктиды – 3,9 млрд лет.

Таким образом, становление планеты Земля совершилось на протяжении примерно 0,5 млрд лет. Около 3,9-4,0 млрд лет назад происходит образование первых горных пород и, следовательно, начинается геологическая история Земли4.

2. Пневматолитово-гидротермальные процессы образования горных пород. Основные особенности минерального состава и форм залегания тел

Внедрение и кристаллизация магмы сопровождаются процессами, имеющими большое значение для преобразования горных пород и формирования важнейших рудных полезных ископаемых. В этом случае минералообразование совершается под воздействием газов и растворов, выделившихся из магмы.

Когда магма застывает на небольших глубинах, происходит энергичная возгонка – выделение больших масс вещества в газообразном состоянии. При вулканических извержениях в атмосферу выносится огромное количество летучих соединений. Например, на Аляске, в долине Десяти Тысяч Дымов, выходит множество газовых струй, суммарно выносящих каждую секунду 23 млн л пара. Вместе с парами воды на протяжении года выносится более 1 млрд т соляной и 20 000 т плавиковой кислоты. Газовые и водяные источники, связанные с вулканической деятельностью, выносят столь значительные массы химических элементов, что в некоторых местах организовано их промышленное извлечение.

Образование минералов из газовой фазы, главным образом в процессе возгонки, называется пневматолизом (от греч. рпеита – пар, дыхание). Эти минералы осаждаются на стенках кратеров вулканов и в трещинах окружающих горных пород. При этом образуются самородная сера, некоторые сульфиды (пирит, сфалерит, галенит и др.), многие галоидные соединения (флюорит, нашатырь и др.), оксиды (гематит, магнетит), сульфаты (гипс, алунит, тенардит и др.), борные соединения. Однако эти минералы образуются относительно в небольшом количестве.

Намного интенсивнее происходит минералообразование в том случае, когда легколетучие соединения не выносятся на поверхность, а задерживаются на глубине. Процессы такого «глубинного пневматолиза» сопровождают пегматитовый процесс, а также первые стадии эволюции остаточных магматических растворов, или, вернее, флюидов, так как их фазовое состояние точно неизвестно. Процессы, совершающиеся под воздействием этих растворов, называются пневматолитово-гидротермальными или в условиях более низких температур – гидротермальными.

Пневматолитово-гидротермальные и гидротермальные минеральные образования, несмотря на значительно меньшую их массу по сравнению с магматическими горными породами, имеют весьма важное значение, так как с ними связано образование месторождений важнейших полезных ископаемых, главным образом руд цветных, благородных и редких металлов.

По современным представлениям, остаточное вещество отделяется от магмы первоначально в виде газа, который затем конденсируется в жидкость. Необходимо отметить, что выделяющиеся из магмы газы могут переносить химические элементы, даже находящиеся в виде труднорастворимых соединений. Установлено, что 1 л водяного пара при 450°С и давлении около 400 атм может переносить более 200 мг Si02.

На протяжении первых десятилетий текущего столетия ученые считали, что летучие компоненты могут неограниченно растворяться в магматическом силикатном расплаве. Поэтому предполагали, что при медленном остывании магмы на глубине (следовательно, в условиях значительного давления) одновременно с процессами кристаллизации происходит постепенное выделение этих компонентов. Эти представления, разработанные преимущественно крупными западноевропейскими минералогами и петрографами (П.Ниггли, И.Фогт и др.), получили не совсем удачное название эволюционной гипотезы образования послемагматических растворов.

В середине XX в. ряд исследователей, главным образом России и США, провели экспериментальное изучение поведения летучих компонентов в расплаве горных пород при большом давлении и температуре. При этом было обнаружено, что растворимость в расплавах летучих соединений, в первую очередь важнейшего из них – воды, ограничена определенными пределами. Результаты этих исследований были обобщены В.А.Николаевым, согласно представлениям которого образование послемагматических растворов происходит по следующей схеме.

Температура последних стадий кристаллизации кислых магм при глубине интрузивного массива в несколько километров, по-видимому, близка к 800° С, а наличие некоторых солей может способствовать нахождению расплава еще при более низкой температуре. По мере кристаллизации магмы в расплаве концентрируются летучие компоненты. В определенный момент их содержание превышает предел растворимости, магма вскипает и газы выделяются. Так как предел растворимости разных летучих компонентов неодинаков, то выделение газов происходит не одновременно, а в несколько этапов. Происходит как бы пульсационное выделение магматическим очагом остаточных подвижных соединений. Выделяющиеся газы устремляются от магматического очага по трещинам и порам в окружающие горные породы и при уменьшении температуры ниже критической точки воды (около 400°С) сжижаются, образуя гидротермальные растворы. Изложенные представления получили название пульсационной гипотезы.

Эволюционная и пульсационная гипотезы резко различаются объяснением состава послемагматических образований. Исходя из первой гипотезы, в районе одного крупного интрузива (батолита) должны присутствовать все типы послемагматических образований и обязательно – взаимные переходы между ними. В действительности этого почти никогда не бывает. В одних случаях доминируют высокотемпературные пневматолитово-гидротермальные образования, в других – более низкотемпературные. Разные послемагматические образования отчетливо различаются между собой, и взаимопереходы между ними нехарактерны. Пульсационная гипотеза объясняет пространственное разобщение различных эндогенных минеральных образований и отсутствие постепенных переходов между ними.