История взглядов на образование Земли

Ядро́ Земли́ — центральная, наиболее глубокая часть планеты Земля, геосфера, находящаяся под мантией Земли и, предположительно, состоящая из железо-никелевого сплава с примесью других сидерофильных элементов. Глубина залегания — 2900 км. Средний радиус сферы — 3,5 тыс. км. Разделяется на твердое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкое внешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяется переходная зона. Температура в центре ядра Земли достигает 5000 С, плотность около 12,5 т/м³, давление до 361 ГПа (3,7 млн атм). Масса ядра — 1,932·10²⁴ кг.

Педосфера (от греч. Pedon — грунт, и sphaira — шар) — почвенная оболочка Земли, аналогична другим земным оболочкам — геосферам: литосфере, гидросфере, атмосфере.

Как синоним термина  «педосфера» используется понятие «почвенный покров Мира» или Земли, потому что составляющие педосферу почвы покрывают большую часть поверхности земной суши. Изучению педосферы посвящена особая природно-историческая наука — почвоведение. Впервые термин «педосфера» был введен в научный оборот профессором Московского университета А. А. Яриловым в его монографии «Педология как самостоятельная естественнонаучная дисциплина о земле», изданной в 1905 г. в Юрьевском университете (ныне Тарту, Эстония). Сейчас этот термин достаточно широко используется в научно-исследовательской литературе и учебниках по почвоведению.

Ноосфе́ра (греч. νόος — разум и σφαῖρα — шар) — сфера разума; сфера взаимодействия общества и природы, в границах которой разумная человеческая деятельность становится определяющим фактором развития (эта сфера обозначается также терминами «антропосфера», «биосфера», «биотехносфера»

Географи́ческая оболо́чка — в российской географической науке под этим понимается целостная и непрерывная оболочка Земли, где её составные части: верхняя часть литосферы (земная кора), нижняя часть атмосферы (тропосфера, стратосфера, гидросфера и биосфера) - а также антропосфера проникают друг в друга и находятся в тесном взаимодействии. Между ними происходит непрерывный обмен веществом и энергией.

Представление о земной коре возникло в XVIII в. В то время ученые считали, что Земля образовалась из облака раскаленных газов. Охлаждаясь, это облако сгущалось до огненно-жидкого, уплотнялось и покрывалось с поверхности твердой коркой, под которой, как полагали, существует еще. не остывшее жидкое ядро. Теперь геофизики единодушно считают почти всю Землю твердой. По современным представлениям земная кора — это верхняя, твердая, в основном кристаллическая, сложно построенная оболочка земного шара с плотностью вещества у своей подошвы 2,9—3,2 г/см³. Ниже коры лежит более плотная оболочка — мантия. Толщина земной коры, строение, состав слагающих ее горных пород и их свойства резко различаются в разных частях материков и особенно в океанах. На материках кора состоит из трех слоев: осадочного, гранита-гнейсового и базальтового. Названия их условны: они укоренились в геологии потому, что скорости распространения сейсмических волн в них близки к тем, которые наблюдались при прохождении через осадочные породы, граниты и базальты на поверхности Земли. На больших глубинах, в условиях высоких давлений и температур известные скорости могут быть в других породах. В океанах гранитный слой отсутствует, а слой осадков очень тонкий — не более 2 км. В переходной области от материков к океанам кора промежуточного типа, с более мощным гранитным слоем. В зоне вулканических дуг, как, например, в Курило-Камчатской или Японской, более утолщен гранито-гнейсовый слой, а в срединно-океанических хребтах — базальтовый слой. В горных странах кора почти вдвое толще (до 70—80 км), чем в равнинных, за счет утолщения осадочного и гранитного слоев. Последний вместе с базальтовым слоем образует как бы корни молодых горно-складчатых систем — таких, как Кавказ, Памир и Гималаи. В Черном море и в южной части Каспийского кора напоминает океаническую, но покрыта слоем осадков мощностью до 15—20 км. Размах рельефа между максимальными глубинами океанов (11022 м) и вершиной Гималаев (8848 М) составляет примерно 20 км, т. е. он вдвое меньше толщины коры материков. Это указывает на большую подвижность окраин океанов, межгорных морей и гор. Такие подвижные области называются геосинклиналями. Равнины, напротив, связаны с устойчивыми, малоподвижными структурами коры — жесткими плитами, которые называют платформами. Толщина коры здесь составляет 30— 40 км. Вулканические островные дуги вытянуты вдоль зон глубинных разломов, отделяющих океан с базальтовой корой толщиной 5—10 км от материковых окраинных морей с корой промежуточного типа, и представляют собой зародыши материковой коры.

Известно, что состав отложений  зависит от условий их накопления. Например, даже морские относительно однородные осадки изменяются в зависимости  от близости берега. На морских пляжах и в мелководье накапливаются  галечники или пески, а глубже и дальше от берега в морях отлагаются различные илы, частицы которых  имеют размеры менее одной  сотой части миллиметра. На больших  глубинах вдали от берегов осаждаются тончайшие глины. Осадки разного  состава, образовавшиеся в одно и  то же время в разных условиях, называются фациями отложений. Различают морские песчаные, глинистые и известняковые фации, или фации больших глубин, континентальные озерные, болотные, речные (аллювиальные), ледниковые и т. д. Встречая в геологических разрезах эти фации, геолог делает вывод о древних географических условиях, о рельефе и структуре того или иного района. А по изменению состава и строения слоев осадочных пород в разрезах на большой площади можно установить границы суши и моря в древние времена, рельеф суши и глубину моря, близость и удаленность берега, т. е. выявить области поднятия или опускания коры. По этим данным составляют географическую карту для времени отложения изученных пластов, называемую палеогеографической.

Изучая мощность накопившихся толщ осадков, выясняют взаимное положение  опускающихся и поднимающихся районов, а также скорости их движения. Если дно моря опускается с большой  скоростью и также быстро поднимается  соседняя суша материка, в бассейне отложится мощная толща осадков, снесенных с суши реками, — до нескольких километров за один геологический период. Это будут пески и суглинки, накопившиеся в мелком море. Измерив их мощность, можно сказать, как глубоко опустилась кора в море и как высоко поднялась смежная суша. Внеся поправки на неравенство площадей, разную скорость опускания моря и поднятия суши, можно восстановить картину тектонических движений и геологических структур, существовавших в минувшие геологические времена.

Геосинклинальный пояс (син: складчатый геосинклинальный пояс, складчатый пояс, геосинклиналь /во втором значении/), - обширный линейно вытянутый тектонически высокоподвижный пояс земной коры. Располагается либо между древними континентальными платформами, либо между платформами и ложем океана, включая внутренние и окраинные моря, островные дуги и глубоководные желоба. Длина достигает нескольких десятков тысяч км., ширина - порядка сотен и даже тысяч км. В течение новейшей истории Земли (неоген), т. е. в последние 1,6 млрд. лет, развивались пять главных геосинклинальных поясов: Тихоокеанский Тихоокеанский, кольцом окружающий Тихий океан и отделяющий его ложе от платформ Северной и Южной Америки, Азии, Австралии и Антарктиды; Средиземноморский, сочленяющийся с первым в области Малайского архипелага и простирающийся через юг Евразии и С-Зап. Африки до Гибралтара; Урало-Монгольский (Урало-Монголо-Охотский), огибающий Сибирскую платформу с запада и юга и отделяющий её от Восточно-Европейской и Китайско-Корейской; Атлантический, охватывающий побережья материков в северной части Атлантического океана, и Арктический - вокруг Северного Ледовитого океана. Иногда Тихоокеанский и Атлантический геосинклинальные пояса подразделяют соответственно на Восточно- и Западно-Тихоокеанский, Восточно- и Западно-Атлантический.

За время эволюции пояса в его пределах последовательно  закладывались и развивались  многочисленные геосинклинальные области  и системы, которые в разное время  охватывались складчатостью, региональным метаморфизмом и гранитизацией, превращаясь в разновозрастные складчатые горные системы, а затем в молодые платформы. Самые древние складчатые области геосинклинальных поясов имеют позднепротерозойский возраст (байкалиды). Они располагаются чаще всего по периферии пояса, примыкая к одной или обеим ограничивающим пояс древним платформам. Более молодые складчатые области - палеозойские (каледониды, герциниды), мезозойские и кайнозойские занимают положение, соответственно более близкое к центральной части пояса или к противоположному от платформы обрамлению (в случае окраинноматерикового геосинклинального пояса).

Большая часть геосинклинальных поясов к современной эпохе приобрела  характер складчатых горных сооружений или молодых платформ. Так, палеозойские структуры на обширных площадях погребены  под мощным чехлом горизонтально  залегающих осадочных пород, образуя фундамент молодых платформ (например, Западно-Сибирская плита). Наиболее молодые, кайнозойские части геосинклинальных поясов ещё не закончили геосинклинального развития, сохраняя до настоящего времени высокую подвижность, сопровождаемую повышенной сейсмичностью и активным вулканизмом. Таковы области Средиземного моря, Малайского архипелага, области островных дуг, окаймляющих восточные побережье Азии в Тихоокеанском геосинклинальном поясе, и др.

Помимо перечисленных  главных геосинклинальных поясов, включающих складчатые геосинклинальные области  и системы различного возраста, существуют два пояса, закончивших геосинклинальное развитие в конце протерозоя (в эпоху байкальской складчатости). Один из них прослеживается в Аравии и Восточной Африке, а второй - на востоке Южой Америки и на западе Африки. Контуры этих поясов определяются различными исследователями по-разному.

Строение геосинклинальных поясов

Внутреннее строение геосинклинальных поясов отличается большой  сложностью, ибо любой такой пояс представляет собой хитросплетение разнородных структурных элементов - обломков континентов, островных дуг, фрагментов ложа океанов и их окраинных  морей, внутриокеанических поднятий. Присутствие в пределах геосинклинального пояса микроконтинентов (выделявшихся прежде под названием срединных массивов) служит основанием для подразделения такого пояса на отдельные складчатые системы (примеры: Уральская, Южно- и Северо-Тяньшаньские, Большой Кавказ и др.).

• Передовой (краевой) прогиб - прогиб, расположенный в зоне сочленения платформ со складчатой областью, превращающейся в орогенный пояс. Заполнен молассой, частично, являющейся морской.
• Внешняя зона периферической геосинклинальной системы - зона, образующаяся путём роста и амальгамации многочисленных островных дуг, аккреционных призм, отмерших дуг, подводных хребтов и океанических плато.
• Внутренняя зона орогена - зона, образующаяся путём столкновения двух или более крупных континентальных блоков и характеризующаяся сильным сокращением поперечника путём покровообразования и метаморфической переработки при весьма малом приросте коры.

Развитие геосинклинальных поясов

Все упомянутые геосинклинальные пояса возникли в своей основной части в пределах древних океанских  бассейнов или на их периферии (Тихий океан). Предшественником Урало-Монгольского пояса был "Палеоазиатский океан", Средиземноморского пояса - древний океан "Тетис", Северо-Атлантического пояса - древний океан "Япетус", Арктического пояса - "Бореальный океан".

Свидетельством  океанского происхождения геосинклинальных поясов является присутствие в них  многочисленных выходов офиолитов – реликтов океанской коры и литосферы. Все перечисленнные океаны, кроме Тихого, были вторичными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента "Пангея", объединявшего в среднем протерозое все современные древние платформы.

Доказательством такого их происхождения является присутствие  в них многочисленных обломков раннедокембрийской континентальной коры - микроконтинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов внутренней структуры древних платформ; примером последнего могут служить восточные и южные ограничения Восточно-Европейской платформы. Со времени заложения в позднем протерозое геосинклинальные пояса прошли сложную и длительную историю последующего развития. Окраинно-континентальные пояса ещё не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса.

Плита - это кусок литосферы (океанической или континентальной), который, с некоторыми допущениями, ведёт себя как единое тело (в  настоящем времени). Платформы - это  древние континентальные плиты, разросшиеся за счёт аккреции и коллизии. Древние платформы сейчас "впаяны" в литосферные плиты. Пример: Лаврентийский кратон (платформа) входит в состав Северо-Американской плиты. Сибирский и Балтийский кратоны впаяны в Евразийскую плиту.

В верхней части земной коры выделяют три температурные  зоны: 
І – зона сезонных колебаний, ІІ – зона постоянной температуры, ІІІ – зона нарастания температуры. 
Изменение температуры в первой зоне определяется климатическими условиями местности. Для средних широт характерна кривая а (летний период), и кривая б (в зимний период). В зимний период образуется подзона Іа, где температура опускается ниже 0оС. Глубина промерзания зависит от климата, типа горных пород и колеблется от нескольких см до 2м и более. 
В зонах с умеренно теплым климатом, зона 1 характеризуется только кривой а. 
По мере углубления в недра земли влияние суточных и сезонных температур  40 м начинается зона постоянной¸уменьшается и на глубине 12  температуры, равная среднегодовой температуры для данной местности. Если в этой зоне температура опускается ниже 0оС, то вода замерзает и образуется вечная мерзлота. 
Ниже горизонта постоянных температур под влиянием внутренней теплоты земли или температуры горных пород с глубиной заметно повышается. Величина нарастания температуры на каждые 100 метров глубины называется геотермическим градиентом, а глубина (в метрах) ниже пояса постоянных температур, которой нужно достичь, чтоб температура повысилась на 1оС, называется геотермической ступенью. 
Увеличение температуры с глубиной имеет большой теоретический и практический интерес. С этим явлением нужно считаться при заложении глубоких шахт, прохождении туннелей (особенно в горах), бурении сверхглубоких скважин. Проходку некоторых глубоких шахт, например шахты золотых рудников в Трансваале (доведенных до глубины 2289 метра), пришлось приостановить, т.к. температура достигла +40оС. при проходе Симплонского туннеля в Альпах на глубине 2690 метра была отмечена температура +50оС.

ГЕОТЕРМИЧЕСКАЯ СТУПЕНЬ — интервал глубины земной коры в метрах, на котором температура повышается на 1 .С. Колеблется в зависимости от глубины и местоположения от 5 до 150 м (в пределах, доступных непосредственному измерению)

Геотермический градиент — физическая величина, описывающая прирост температуры горных пород в °С на определенном участке земной толщи. Математически выражается изменением температуры, приходящимся на единицу глубины. В геологии при расчете геотермического градиента за единицу глубины приняты 100 метров. В различных участках и на разных глубинах геотермический градиент непостоянен и определяется составом горных пород, их физическим состоянием и теплопроводностью, плотностью теплового потока, близостью к интрузиям и другими факторами. Обычно геотермический колеблется от 0,5 — 1 до 20 °С и в среднем составляет около 3 °С на 100 метров.

Большую роль в  исследовании геотермического градиента  сыграла Кольская скважина. При её заложении расчёты велись в соответствии с 10 °C на километр. Проектная глубина Кольской скважины была 15 км. Соответственно, это означало, что ожидаемая температура была порядка 150 °C. Однако, градиент 10 °C/км был только до трёх километров, а дальше градиент стал увеличиваться таким образом, что на глубине 12 км температура составляла 220 °C. Предполагается, что на проектной глубине температура составит 280 °C

Го́рные поро́ды — природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре. Планеты земной группы и другие твёрдые космические объекты состоят из горных пород. Минера́л (фр. minéral, от позднелат. minera — руда) — природное тело с определённым химическим составом и кристаллической структурой, образующееся в результате природных физико-химических процессов и обладающее определёнными физическими, механическими и химическими свойствами. Является составной частью земной коры, горных пород, руд, метеоритов. Изучением минералов занимается наука минералогия. В настоящее время установлено около 3500 минеральных видов. Однако лишь несколько десятков минералов (около 70) пользуются широким распространением. Они входят в состав горных пород и называются породообразующими.

• Минералами считаются также некоторые природные вещества, представляющие собой в обычных условиях жидкости (например, самородная ртуть, которая приходит к кристаллическому состоянию при более низкой температуре). Воду, напротив, к минералам не относят, рассматривая её как жидкое состояние (расплав) минерала лёд.
• Некоторые органические вещества — нефть, асфальты, битумы — часто ошибочно относят к минералам, либо выделяют их в особый класс «органические минералы», целесообразность чего весьма спорна.
• Некоторые минералы находятся в аморфном состоянии и не имеют кристаллической структуры. Это относится главным образом к т. наз. метамиктным минералам, имеющим внешнюю форму кристаллов, но находящимся в аморфном, стеклоподобном состоянии вследствие разрушения их изначальной кристаллической решётки под действием жёсткого радиоактивного излучения входящих в их собственный состав радиоактивных элементов (U,Th, и тд.). Различают минералы явнокристаллические, аморфные — метаколлоиды (например, опал, лешательерит и др.) и метамиктные минералы, имеющие внешнюю форму кристаллов, но находящиеся в аморфном, стеклоподобном состоянии.