Простежується певна симетричність кривої в материковій і оке анічній частинах. Ця симетричність обумовлена тим, що і великі висоти, і значні глибини океану займають невеликі площі земної поверхні (відповідно 1,6 і 1,0 %). Тому крива на цих відрізках гра фіка стрімко опускається. Решта кривої плавно спускається зліва направо. Перегин кривої (він відповідає материковому схилу) відо кремлює материкову частину кривої від океанічної. Не дивлячись на те, що на графіку найбільші висоти і найбільші глибини розташовані на протилежних кінцях гіпсографічної кри вої, фактично на Землі в ряді місцевостей високі гори на суші і гли бокі западини в океані розташовані по сусідству. Це, зокрема, спо стерігається вздовж Тихоокеанського узбережжя, де материкові та острівні гори нависають над численними океанічними жолобами. В цих областях особливо активно проявляється взаємодія ендоген них та екзогенних факторів.
Внутрішня будова нашої планети здавна цікавила людей. З цією метою вони спостерігали за особливостями залягання геологічних пластів у місцях виходу на денну поверхню гірських порід, прони кали у печери, копали глибокі шурфи. Добута інформація аналізу валась і поступово узагальнювалась. Незважаючи на сучасні науково-технічні досягнення, вивчення земних надр виявилось набагато складнішим, ніж дослідження по верхні Землі, океанічних глибин і навіть Космосу. Земні надра над то неохоче віддають свої таємниці. Так, на буріння Кольської над глибокої свердловини затрачено значні кошти й тривалий час, і хоч досягла вона рекордної глибини (біля 13 км із запланованих 14,0... 14,5 км), все ж це лише 0,2 % земного радіуса. Звідси випли ває, що отримана вченими інформація стосується лише самого при поверхневого шару земної кори. Сучасні уявлення про внутрішню будову Землі мають наближений характер. Особливо це стосуєть ся глибинних земних надр, недоступних для прямого зондування. Уявлення про внутрішні геосфери складаються на основі гео фізичних даних за аналогією з метеоритними тілами, за результа
тами експериментальних досліджень властивостей речовин при ве ликих тисках і температурах методом екстраполяції цієї інформації і за теоретичними розробками. Вперше теоретичне обґрунтування наявності в Землі металевого ядра і кам’яної оболонки за густи ною, а також за аналогією з метеоритами було зроблено Е. Віхертом (1897 р.). Перше загальне уявлення про внутрішню будову Землі за сейсмічними показниками дано Р. Д. Олдхемом у 1960 р. На основі геофізичних та геохімічних досліджень (Б. Гутенберг, X. Джеффріс, К. Е. Буллен, Б. Б. Голіцин, Є. Ф. Саваренський, М. С. Молоденський, В. О. Магницький) створено сучасну мо дель внутрішньої будови Землі. Наша планета має концентрично-оболонкову форму і складається із земної кори, мантії та ядра, які у свою чергу, розділяються поміж собою перехідними зонами (рис. 6.1). Загальним процесом фор мування оболонок Землі, згідно з гіпотезою акад. Вино градова О. П., була зонна плав ка у мантії, розміщеній навко ло ядра. При цьому тугоплавкі й важкі метали осідали вниз, утворюючи та нарощуючи ядро, а легкоплавкі й легші за масою елементи піднімалися вверх, утворюючи літосферу і земну кору. Густина речовини земних надр, її стан залежать від тиску, який з кожним кіло метром глибини зростає у се редньому на 275 атм. Земна кора (шар А) є най більш неоднорідною геосфе рою. Її повний вертикальний розріз тришаровий (рис. 6.2). Виділяють осадовий, гранітний і базальтовий шари. Осадовий шар складений продуктами ви вітрювання різноманітних маг Рис. 6.1. Схема внутрішньої будови Землі матичних і метаморфічних порід (грубоуламковими, піщаними, глинистими, карбонатними та іншими осадовими породами). Цей шар характеризується чі' ко вираженою верствуватістю,
часто містить у собі скам’янілі рештки рослин та тварин минулих геологічних епох.
Потужність осадового шару буває різною: на щитах давніх плат форм вона становить 1...20 м, у зонах прогину платформ, наприк лад, у межах Волино-Подільської плити - 0,5...6 км, у ДніпровоДонецькій впадині - 5... 13 км, а в окремих місцях може сягати 20...25 км. Серед гірських порід осадові найлегші, їх густина ста новить 2,3...2,5 г/см3, тоді як середня густина речовини земної кори - 2,8 г/см3. Гранітний і базальтовий шари розділяються межею Конрада. Назви “гранітний” і “базальтовий” шари дані їм не стільки за їх мінералогічний склад, а в силу того, що швидкість прохо дження хвиль у цих шарах відповідає швидкості сейсмічних хвиль у граніті і базальті. Тобто, поняття “гранітний шар” і “базальто вий шар” умовні й вживаються вони для позначення другого і тре тього горизонтів земної кори, які характеризуються швидкостями поширення поздовжніх сейсмічних хвиль відповідно 5,5...6,5 та 6.5...7.2 км/с. У подальшому ці назви будуть подаватися без лапок, однак про їх умовність слід пам’ятати. Припущення про існування цих двох шарів - сіаля і сіми (на звані так за переважаючим вмістом елементів: Силіцію і Алюмінію у першому випадку та Силіцію і Магнію - у другому) було розпов сюджене ще задовго до широкого розгортання глибинних сейсміч них робіт. А після того, як німецький геофізик Дж. Конрад виявив у земній корі проміжну зону зі швидкостями поширення хвиль біля 6,4 км/с, тобто близькою до швидкості поздовжніх хвиль у базаль- тах, така тришарова модель земної кори стала загальноприйня
тою. Проте наявність базальтового шару залишалось лише перед баченням, адже на відміну від гранітного шару, який часто пока зується на поверхні Землі гранітогнейсами архейського віку, ба зальтовий шар ніде на денну поверхню не виходить. А тому мож ливість виявлення цього шару, дослідження кернів надглибокого буріння (Саатлінська свердловина на Кавказі, Кольська надглибо ка свердловина) викликали у вчених великий інтерес. При досягненні межі різкої зміни швидкості сейсмічних хвиль на Кольській свердловині, всупереч припущенням, на передбачу ваних глибинах ніякого шару із базальтів чи інших порід основно го складу не було виявлено. Спеціальні дослідження показали, що різка зміна швидкості поширення пружних хвиль скоріше всього обумовлена не варіаціями складу гірських порід, а знещільненням їх у зв’язку з порушенням суцільності. Знещільнення порід у зазна ченому інтервалі викликано тим, що у процесі метаморфізму із міне ральних агрегатів виділяється вільна вода. Ремобілізована у про цесі метаморфізму вода разом із залишковою водою суттєво впли ває на ряд процесів, які призводять до зниження щільності порід і збільшення тут пустот. При вході сейсмічних хвиль у зону знещіль нення швидкість їх поширення зменшується, а при виході збільшується (Козловский, 1988). Цікавими і несподіваними виявились результати замірів темпе ратури безпосередньо на великих глибинах Кольської свердлови ни. Реальна температура у свердловині на глибині 10 км досягла 180 °С, значно перевищуючи розрахункову (80...100 °С). Ці факти переконливо показують, з якими труднощами відбувається дослі дження навіть відносно неглибоких шарів Землі. Континентальна кора має потужність 20...25 км під островами і до 80 км в районах молодих складчастих поясів Землі (Анди, Аль пійсько-Гімалайський пояс). У середньому товщина земної кори ста новить біля 40 км. Гранітний шар під океанами, як правило, відсутній, а базальтовий має тут потужність біля 5 км. За нижню межу земної кори більшість дослідників приймає межу Мохоровичича, скорочено - поверхня Мохо (М), названу так на честь хор ватського вченого, який її відкрив, вивчаючи характер поширення сейсмічних хвиль під час землетрусів на Балканах (1909 р.). По тужність земної кори в межах України -40...60 км. Середня густина речовини земної кори - 2,8 г/см3, хоча вона значно коливається у різних породах. Мантія розташована нижче земної кори до глибини 2900 км. Ця проміжна оболонка займає понад 80 % об’єму земної кулі. Скла дається з кількох більш-менш однорідних шарів: верхньої мантії,
перехідної зони (середньої мантії- нижньої мантії. Верхня мантія ), (В, або інакше шар Гутенберга) має потужність біля 400 км; серед ня (С, або шар Голіцина) простягається до глибини 1000 км; третій шар (Д) - до глибини 2900 км. Верхня мантія разом із земною корою утворюють тектоносфе ру. Особливо велику роль у тектонічних рухах відіграє астеносфе ра - шар верхньої мантійної речовини, яка в силу певних фізикохімічних умов, що тут склалися, перебуває у дещо розм’якшеному (квазіпластичному) стані. Нижня межа астеносфери пролягає на глибині 200...400 км. В межах астеносфери знаходиться більшість осередків живлення вулканів, тут здійснюється переміщення під корових магматичних мас з відповідними тектонічними та сейсміч ними проявами дрейфу континентів, землетрусів тощо. Нижче асте носфери мантійна речовина знову стає твердою, кристалічною. Тем пература в мантії з глибиною зростає від 350...400 °С поблизу межі Мохоровичича до 3500 °С на межі з ядром. З глибиною відповідно зростає і густина мантійної речовини від 3,5...4,0 до 10,0 г/см3. Ядро Землі, або барисфера - це найбільш щільна внутрішня гео сфера, її густина 10... 12103 г/см3 радіус 3470 км. За сейсмічними , даними в ньому виділяють два шари: шар Е - до глибини 4980 км, або зовнішнє ядро, і шар Є - до центра Землі, або внутрішнє ядро. Припускається, що речовина зовнішнього ядра перебуває у роз плавленому стані, що підтверджується даними проходження по здовжніх сейсмічних хвиль у цій зоні. Між шарами Е і Є, як і між Д' і Е, існують перехідні зони (Е і О") потужністю відповідно до 200 і 140 км. Вважають, що внутрішнє ядро (його ще називають суб’ядром) має потужність близько 1270 км і перебуває у твердому стані. Ла бораторні експерименти показали, що властивостями суб’ядра може володіти речовина, яка складається переважно із Бе (до 89 з до мішками N1 (до 7 %), 8і02, Б. З гід н о розрахункових даних, темпера тура у внутрішньому ядрі сягає 5000 °С, а тиск - 343 ГПа.
Ви переглядаєте статтю (реферат): «Сучасні уявлення про внутрішню будову Землі» з дисципліни «Геофізична екологія»
з до мішками N1 (до 7 %), 8і02, Б. З гід н о розрахункових даних, темпера тура у внутрішньому ядрі сягає 5000 °С, а тиск - 343 ГПа. 