Основні характеристики планети

Реферат

Основні характеристики планети

1.
Планетарні характеристики, що вплинули на еволюцію живої й неживої речовини на Землі

Тривале існування води й життя на поверхні Землі стало можливим завдяки трьом основним характеристикам - її масі, геліоцентричній відстані й швидкому обертанню навколо своєї осі.

Саме ці планетарні характеристики визначили єдино можливий шлях еволюції живої й неживої речовини Землі в умовах Сонячної системи, підсумки якого відбиті в неповторному вигляді планети. Ці три найважливіші характеристики в інших восьми планет Сонячної системи істотно відрізняються від земних, що й з'явилося причиною спостережуваних розходжень у їхній будові й шляхах еволюції.

Маса сучасної Землі дорівнює 5,976·10²⁷
р. У минулому внаслідок безупинно, що протікають процесів, дисипації летучих елементів і тепла вона, безсумнівно, була більше. Маса планети відіграє визначальну роль в еволюції проторечовини. Куляста форма Землі свідчить про перевагу гравітаційної організації речовини в тілі планети.

З ростом глибини ростуть тиск і температура. Речовина переходить у розплавлене, завдяки чому зростає його хімічний потенціал. Тим самим створюються передумови для тривалої термічної й, отже, геологічної активності планети.

Середній радіус геліоцентричної орбіти Землі (відстань від Сонця) дорівнює 149,6 млн. км. Ця величина прийнята як астрономічна одиниця. Чому ми виділяємо цей параметр серед безлічі інших? Справа в тому, що на цій відстані кількість сонячного тепла, що досягає поверхні Землі, таке, що вода, що виноситься з надр, має можливість тривалий час зберігатися в рідкій фазі, формуючи великі океанічні й морські басейни. Уже на орбіті Венери, розташованої на 50 млн. км ближче до Сонця, і на орбіті Марса, розташованого на 70 млн. км далі від Сонця, чим Земля, таких умов немає. На Венері через надлишок сонячного тепла вода випаровується й може існувати тільки в атмосфері планети, на Марсі через недолік тепла перебуває в замерзлому стані під ґрунтом планети (можливо, у формі мерзлоти). І нарешті, обертання Землі: повний оборот навколо своєї осі щодо Сонця планета робить за 24 години, або за 86400 з; щодо зірок - за 86164 с. Завдяки настільки швидкому обертанню виникли динамічні умови, необхідні для утворення земного магнітного поля. Без магнітного екрана розвиток сучасних форм життя при інших сприятливих умовах було б неможливо. Потік сонячних часток високих енергій безперешкодно досягав би земної поверхні, несучи загибель живій речовині. Життя в цих умовах могла б зародитися й існувати лише під водою або глибоко в ґрунті. Суша виявляла б собою мертві пустелі, позбавлені рослинності і яких-небудь живих істот.

Добове обертання Землі забезпечує також нагрівання й охолодження її поверхні. Це сприяє розвитку водної й повітряної циркуляції, прискоренню динаміки всіх процесів життєдіяльності біосфери, перетворенню речовини земної кори.

Нахил осі обертання до площини орбіти (23°27¢) приводить до періодичного (сезонному) зміні кількості сонячного тепла, одержуваного різними ділянками земної поверхні при русі планети по геліоцентричній орбіті. Повний обіг навколо Сонця Земля робить за 365,2564 зоряної доби (сидеричний рік), або 365,2422 сонячної доби (тропічний рік).

Площа поверхні Землі дорівнює 510 млн. км²
, середній радіус сфери - 6371 км.

2.
Сучасні подання про внутрішню будову Землі

Модель Буллена. Сучасні подання про внутрішню будову Землі базуються на даних спостережень за проходженням поздовжніх (Р), поперечних (S) і поверхневих сейсмічних хвиль, що виникають при землетрусах. Згідно цим даним, Земля має складно-диференційовану будову й складається з оболонок, що характеризуються різною швидкістю проходження Р и S хвиль.

Найбільш різкі зміни пружних властивостей спостерігаються на глибинах близько 10-40 і 2900 км від поверхні Землі. У першому випадку швидкість поздовжніх хвиль збільшується стрибком від 6,5 до 8,1 км/з; у другому - різко зменшується з 13,25 до 8,5 км/с.

Верхня границя (8,1 км/с) була вперше виявлена югославським сейсмологом Андрієм Мохоровичичем в 1909 р. при аналізі сейсмологом Загребського землетрусу 8 жовтня 1909 р. Ця границя умовно прийнята за підошву земної кори. Вона одержала назву границя Мохоровичича, або границя М.

Нижня границя (13,25-8,5 км/с) уперше була встановлена німецьким геофізиком Бено Гутенбергом в 1914 р. при вивченні запису землетрусів з епицентральними відстанями більше 80° від Геттінгена. Границя Гутенберга характеризує перехід від оболонки до ядра Землі.

Наявність у Землі великого ядра впевнено встановлюється зникненням хвиль Р и S на епицентральних відстанях в 105° (11 тис. км) і наявністю зони тіні між 105 і 142°.

Хвиля Р з'являється знову між 142 і 180° з більшим запізнюванням. Уперше це було встановлено Олдгеном в 1906 р. і згодом враховане Гутенбергом (Гутенберг, 1963). Різке зменшення швидкості Р и не проходження (або дуже сильне ослаблення) хвилі S було надійним свідченням того, що в діапазоні глибин 1500-2900 км (уважаючи від центра Землі) речовина має фізичні властивості, близькими до рідини, оскільки, як це треба з вираження для визначення швидкості поширення поперечних хвиль, для рідких середовищ модуль зрушення m = 0 і поперечні хвилі в них не поширюються. Однак тут вірніше говорити не про рідкий стан речовини зовнішнього ядра, що, як буде показано нижче, має все-таки ненульову твердість, а про те, що ця речовина є абсолютно нестисливим або наближається до цього стану. Аналогічними властивостями володіє й рідина.

В 1936 р. датчанка Інга Ламана встановила існування внутрішнього твердого суб’ядра. У наступні роки завдяки зрослому числу сейсмологічних станцій (в 1971 р. їх була 1620) наявність внутрішнього твердого суб’ядра було підтверджено реєстрацією відбитих Р хвиль від його поверхні.

Дуже незабаром слідом за виділеними границями усередині Землі були надійно встановлені ще дві зони зміни пружних властивостей - в інтервалі глибин 50-250 км
і на глибині порядку 900 км. Шар верхньої мантії в інтервалі глибин 50-250 км характеризується помітним зменшенням швидкостей Р и S хвиль: відповідно з 8,1 і 4,6 км/з у верхах мантії до 7,8 і 4,3 км/з на глибинах 100-250 км під континентами й 50-60 км під океанами. Цей шар знижених швидкостей одержав назву «20°-границі», або «хвилевід Гуттенберга». Твердий субстрат вище хвилеводу (під древніми докембрійськими щитами він збігається із границею Мохоровичича) одержав назву літосфери, а область, що підстилає, верхньої мантії аж до глибин 250-400 км, де перебуває нижня границя хвилеводу, - астеносфери (мал. III.2).

Починаючи із глибин 250-400 км і 900 км сейсмологія землетрусів указує на аномально швидке зростання швидкостей Р и S хвиль із 8,1 і 4,5 км/з до 11,2 і 6,0 км/з відповідно.

Положення границь, швидкості поширення й загасання

сейсмічних хвиль усередині Землі

Установлення будови Землі належить до видатних досягнень класичної сейсмології. Ці дані лягли в основу визначення законів зміни щільності, тиски й прискорення сили ваги усередині планети, а разом з ними дозволили підійти до рішення фундаментальної проблеми природознавства - установленню сполуки й природи оболонок Землі.

3.
Положення, хімічний склад, термічний режим земної кори

Верхня тверда геосфера йменується земною корою. Це поняття пов'язане з ім'ям югославського геофізика А.Мохоровичича, що встановив, що у верхній товщі Землі сейсмічні хвилі поширюються повільніше, ніж на більших глибинах. Згодом цей верхній шар був названий земною корою, а границя, що відокремлює земну кору від мантії Землі, - границею Мохоровичича, або, скорочено, - Мохів. Потужність земної кори мінлива. Під водами океанів вона не перевищує 10-12 км, а на континентах становить 40-60 км, (що становить не більше 1% земного радіуса), рідко збільшуючись у гірських районах до 75 км. Середня потужність кори приймається рівної 33 км, середня маса - 3(10 25 р.

По геологічним і геохімічним даним до глибини 16 км підрахований усереднений хімічний склад порід земної кори. Ці дані постійно уточнюються й на сьогодні виглядають у такий спосіб: кисень - 47%, кремній - 27,5, алюміній - 8,6, залізо - 5, кальцій, натрій, магній і калій - 10,5, на всі інші елементи доводиться близько 1,5%, у тому числі на титан - 0,6%, вуглець - 0,1, мідь - 0,01, свинець - 0,0016, золото - 0,0000005%. Очевидно, що перші вісім елементів становлять майже 99% земної кори й тільки 1% падає на інші (більше сотні!) елементи таблиці Д.И. Менделєєва. Питання про сполуку більше глибоких зон Землі залишається спірним. Щільність порід, що складають земну кору, із глибиною зростає. Середня щільність порід у верхніх обріях кори 2,6-2,7 г/см³
, прискорення сили ваги на її поверхні 982 див/з²
. Знаючи розподіл щільності й прискорення сили ваги, можна розрахувати тиск для будь-якої крапки радіуса Землі. На глибині 50 км, тобто приблизно в підошви земної кори, тиск становить 13000 атм.

Температурний режим у межах земної кори досить своєрідний. На деяку глибину в надра проникає теплова енергія Сонця. Добові коливання температури спостерігаються на глибинах від декількох сантиметрів до 1-2 м. Річні коливання в помірних широтах досягають глибини 20-30 м. На цих глибинах залягає шар порід з постійною температурою - ізотермічний обрій. Його температура дорівнює середній річній температурі повітря в даному регіоні. У полярних і екваторіальних широтах, де амплітуда коливання річних температур мала, ізотермічний обрій залягає близько до земної поверхні. Верхній шар земної кори, у якому температура міняється по сезонах року, називається активним. У Москві, наприклад, активний шар досягає глибини 20 м.

Нижче ізотермічного обрію температура підвищується. Підвищення температури із глибиною нижче ізотермічного обрію обумовлено внутрішнім теплом Землі. У середньому збільшення температури на 1(Зі здійснюється при загубленні в земну кору на 33 м. Ця величина називається геотермічним щаблем.

Разом з верхнім твердим шаром мантії земна кора поєднується поняттям літосфера, сукупність же кори й верхньої мантії прийнято йменувати тектоносферою.

4.
Земна кора й геологічне літочислення

При вивченні історії розвитку земної кори важливо знати час утворення гірських порід і мінералів, хронологічну послідовність геологічних подій.

Джерелом інформації про розвиток Землі в часі, насамперед є осадові гірські породи, які в переважній більшості сформувалися у водному середовищі й тому залягають шарами.

Ніж глибше від земної поверхні лежить шар, тим раніше він утворився й, отже, є більше древнім стосовно будь-якого шару, що розташований ближче до поверхні і є більше молодим. На цьому простому міркуванні ґрунтується поняття відносного віку, що лягло в основу відносної геохронології.

Відносний вік порід легко встановлюється у випадку горизонтального залягання шарів. Наприклад, у береговому обриві зверху долілиць легко різняться шари піску, глини й вапняку. Найбільш древньою породою тут буде вапняк, потім утворився шар глини й наймолодшим є шар піску. Якщо поблизу в іншому оголенні виявляється та ж послідовність порід (знизу нагору: вапняк, глина, пісок), ми можемо припустити, що однойменні шари одновікові.

Однак зіставлення порід по сполуці ефективно тільки для вв'язування порід на невеликих відстанях. Багато порід, різні за віком, мають подібна сполука, і навпроти, одновікові, але породи, що утворилися в різних умовах, будуть відрізнятися по сполуці. Тому найбільш достовірне визначення відносного віку по залишкам рослинних і тваринних організмів - скам'янілостям, що збереглися в породах. Відкладення одного віку, якщо вони сформувалися в подібних умовах, містять подібні або однакові скам'янілості. Це дозволяє зіставляти одновікові товщі, якщо вони мають різну сполуку й розташовані в різних регіонах Землі.

Самі тривалі тимчасові інтервали у відносній геохронології - зони; зони діляться на ери, ери - на періоди, періоди - на епохи, епохи - на століття й т.д. За відрізок часу, рівний зоні, нагромадилася товща осадових порід, що відповідає зоно темі, за еру – ера темі, за період - системі, за епоху - відділу, за століття - ярусу й т.д. На відміну від відносної абсолютна геохронологія покликана виміряти геологічний час в астрономічних одиницях - роках. Існують дві групи методів визначення абсолютного віку: сезонно-кліматичні й радіологічні. Сезонно-кліматичні методи застосовні до порід, що мають сезонну шаруватість, і зводиться до підрахунку сезонних шарів. Радіологічні (ізотопні) методи ґрунтуються на визначенні віку мінералів по розпаду радіоактивних ізотопів, які в малих кількостях входять у кристалічну решітку багатьох мінералів. Тому що процес розпаду здійснюється з постійною швидкістю, результати визначень є незалежними від тих або інших умов середовища. Найбільше часто для абсолютних датувань використовують ²³⁵
U, ⁴⁰
K, ⁸⁷
Rb, ¹⁴⁷
Sm, ¹⁴
C. Крім того, додатковим методом геохронологічного розчленовування порід є вивчення палеомагнетизму, на основі чого складена палеомагнітна шкала часу. Ізотопні й палеомагнітні методи особливо важливі для визначення віку магматичних і метаморфічних порід.

5.
Процеси, що формують земну кору

Літосфера, атмосфера, гідросфера контактують у зоні верхньої границі земної кори, де разом з біосферою формують найбільш складну й активну реакційну сферу Землі. Саме тут і в тектоносфері здійснюються процеси, що створюють земну кору й змінюють її будову й сполуку. Ці процеси називаються геологічними. Геологічні процеси, енергетично пов'язані з тектоносферою, називають ендогенними (внутрішніми), з верхньою реакційною сферою - екзогенними (зовнішніми).

Екзогенні процеси розвиваються на поверхні Землі й у приповерхніх шарах земної кори. Головними причинами, що викликають ці процеси, є: промениста енергія Сонця, притягання Сонця й Місяця, надходження речовини з Космосу. Найважливішими екзогенними процесами є вивітрювання й круговорот води. Вивітрювання полягає в руйнуванні гірських порід і мінералів під дією фізичних і хімічних факторів. Насамперед це нагрівання й охолодження, хімічний вплив на гірські породи кисню, вуглекислого газу, водяних пар і водяних розчинів. Фізичне й хімічне вивітрювання роблять і представники біосфери.

Води, що випали у вигляді атмосферних опадів на континент, частково випаровуються. Частина їх формує струмки, ріки, накопичується у вигляді льоду й снігу в зонах суворого клімату, фільтрується в землю. І вода, і сніг, і лід виконують величезну руйнівну роботу, у результаті якої гірські породи подрібнюються й випробовують глибоке перетворення споконвічного мінерального й хімічного складу. І тверді уламки, і розчинена речовина транспортуються до місця їхнього нагромадження (акумуляції). Таким чином, всі екзогенні процеси здійснюються за схемою: руйнування ( транспортування ( акумуляція. Основними екзогенними процесами є геологічна діяльність вітру, рік, дощових, поталих і підземних вод, морів, океанів, озер, боліт, льодовиків, а також процеси, що здійснюються в мерзлих породах. У руйнівну стадію всіх перерахованих процесів створюється осадовий матеріал, що накопичується як на суші, так і у водоймах, причому у водоймах акумулюється більша його частина. Осаджуючись на дні водойм, осадовий матеріал формує осадову товщу. Це процес опадонакопичення, або седиментації. У складі осадової товщі різняться окремі шари. Кожний шар фіксує які-небудь зміни в умовах нагромадження осадової товщі.

Як уже говорилося, в екзогенних процесах важливу роль грає біосфера. У хлорофілі зелених рослин, у тому числі й водоростей, шляхом фотосинтезу й при участі вуглекислого газу й води утворяться вуглеводи й вільний кисень. Кисень надходить в атмосферу й забезпечує життя у Світовому океані. Продукти ж життєдіяльності організмів утворять такі органогенні утворення, як торф, сапропель, буре вугілля в континентальних водоймах і органогенні мли на дні морів і океанів.

У міру того як потужність осадової товщі зростає, нижні її шари ущільнюються й осад перетворюється в осадову гірську породу. Сукупність процесів утворення опадів і перетворення їх в осадові гірські породи називається літогенезом.

Осадові гірські породи залягають шарами. Шар - це геологічне тіло, обмежене приблизно паралельними площинами, верхня з яких іменується покрівлею, нижня - підошвою. Отже, потужність шару на всім його протязі приблизно однакова. Довжина шару завжди багато більше його потужності.

Ендогенні процеси, що охоплюють тектоносферу, часто йменуються тектонічними. Тектонічні процеси пов'язані із внутрішньою активністю Землі. Їхньою рушійною силою є вогненно-рідкий розплав - магма. Цей потік матерії й тепла, що періодично спрямовується до поверхні з надр планети, забезпечує геологічний процес, називаний магматизмом. У результаті застигання магми на глибині (інтрузивний магматизм) виникають інтрузивні тіла - батоліти, штоки, пластові інтрузії, дайки й т.д. Застигла на поверхні Землі магма утворить лавові потоки й покриви. Це ефузивний тип магматизму.

З магматизмом зв'язане виверження вулканів, виникнення землетрусів, підняття й опускання територій.

Підйом і опускання земної кори обумовлені проявом тектонічних рухів. На різних тимчасових відрізках розвитку Землі спрямованість цих рухів може бути різної, але результат їхній діяльності або долілиць, або нагору. Руху, спрямовані долілиць і ведучі до опускання земної кори, іменуються спадними, або негативними; руху, спрямовані нагору й ведучі до підйому, - висхідними, або позитивними. Сукупність тектонічних рухів і процесів, під впливом яких формується структура земної кори, іменується тектогенезом. У результаті тектогенезу одні території здіймають, інші - опускаються. Здіймання земної кори спричиняє переміщення берегової лінії убік суши - трансгресію, або настання моря. При опусканні, коли море відступає, говорять про його регресію. У результаті тектогенезу поверхня Землі може перетинати нульовий рівень, тобто морські умови можуть перемінятися континентальними й навпаки.

Тектонічні рухи мнуть і розламують шари осадових порід. Рухи, що ведуть до утворення складок, називаються складко відтвореннями. Такі рухи не порушують шарів, а лише згинають їх. Найпростішими складками є антикліналі й синкліналі. (Опукла складка, у ядрі якої залягають найбільш древні породи, іменується антиклінальної, а ввігнута з молодим ядром - синклінальної.) У земній корі антикліналі завжди переходять у синкліналі, і тому ці складки завжди мають загальне крило. У цьому крилі всі шари приблизно однаково нахилені до обрію. Це моноклінальне закінчення складок. Складки утворяться в породах, що володіють деякою пластичністю.

Якщо породи втратили пластичність (придбали твердість), шари розламуються, а їхні частини зміщаються по площині розламу. При зсуві долілиць говорять про скидання, нагору - про взбросі. При зсуві під дуже малим кутом нахилу до обрію - про поддвігі й насування. У твердих породах, що втратили пластичність, тектонічні рухи створюють розривні (глибові, тектонічні) структури, найпростішими з яких є горсти й грабени.

Складчасті структури після втрати пластичності їхніми гірськими породами, що складають, можуть бути розірвані скиданнями. У результаті в земній корі виникають антиклінальні й синклінальні порушені структури.

Тектонічні рухи, що ведуть до утворення гір, іменуються орогенічними, а сам процес горотворення - орогенезом. В історії розвитку Землі виділяють трохи орогенічних фаз. Самі древні структури сформовані в каледонську фазу складчастості, що завершилася в силурійському періоді. Девонський, кам'яновугільний і пермський періоди примітні герцинським орогенезом, на зміну якому прийшли альпійські горноутворювальні рухи. Кайнозойські рухи йменують новітніми й сучасними.

Ендогенні й екзогенні процеси діють спрямовано: ендогенні створюють тектонічні підняття й прогини, екзогенні руйнують підняття, а матеріал руйнування транспортують у зниження, у тому числі й в океани й моря. Швидкість цих діянь природи досить велика - найвищі на Землі гори за кілька мільйонів років виявляються вирівняними.

Література

1. Аллисон А., Палмер Д. Геологія. – К., 1994.

2. Войткевич Г.В.Геологічна хронологія Землі. - К., 1996.

3. Гангнус А.Таємниця земних катастроф. - К., 2002.

4. Келдер Н. Неспокійна Земля. - К., 1997.