Badanie wnętrza Ziemi:
Budowę wnętrza Ziemi poznajemy dzięki:
badaniom powierzchniowym,
wierceniom (do 12 km).
Kolejnym źródłem wiedzy o wnętrzu są badania meteorytów,
a także porwaków (ksenolitów) występujących w skałach magmowych. Porwaki to fragmenty skał będące w magmie, mogą to być skały płaszcza.
Podstawową wiedzę mamy jednak dzięki badaniom geofizycznym. Jednym z podstawowych działów geofizyki jest sejsmologia.
Fale sejsmiczne podobnie jak światło natrafiając na granicę między dwoma ośrodkami o różnej gęstości i sprężystości ulegają załamaniu lub odbiciu. Mogą też ulec przyspieszeniu lub spowolnieniu. Zazwyczaj następuje zmiana prędkości i zmian kierunku jednocześnie.
Jeśli wiązka przechodzi z ośrodka o większej gęstości do ośrodka o mniejszej gęstości może ulec odbiciu. Granica przy której następuje zmian gęstości nosi nazwę powierzchni nieciągłości. Tak więc stwierdzane w badaniach sejsmicznych powierzchnie nieciągłości wskazują na istnienie różnic w gęstości materii czy też różnic w ich stanie skupienia.
Zjawisko ugięcia fal jest wykorzystywane w sejsmologii. Gdy Ziemia była jednorodna, czoło fali rozchodziłoby się po liniach prostych. Gęstość nie wzrasta też równomiernie. Okazuje się że fale sejsmiczne przechodząc do wnętrza Ziemi zmieniają kierunek rozchodzenia się, co świadczy o tym że Ziemia wewnątrz nie jest jednorodna. Fale typu S ulegają zanikowi w jadrze Ziemi. Za jądrem jest tzw. strefa cienia o kącie większym niż 103 stopnie. Fale typu P, przechodzą przez jądro Ziemi na drugą stronę, ale zmieniają kierunek i też tworzy się strefa cienia o przedziale kąta 103 do 143 stopni.
Fale sejsmiczne zmieniają prędkość wraz z głębokością. Fala typu p generalnie przyspiesza, by na głębokości około 3.000 km gwałtownie zwolnić. Fala typu S na tej granicy zanika całkowicie. Jest to granica zewnętrznego jądra.
Kontynenty zbudowane są ze skał posiadających gęstość 2,6-2,7 g/cm3, co odpowiada średniej gęstości skał granitoidowych. (nie oznacza to że kontynenty są zbudowane z granitoidów). Ponieważ w dużej części oceanów skały te wcale nie występują, miejsce ich obecności określane jest jako skorupa kontynentalna. Średnia miąższość skorupy kontynentalnej w Europie wynosi 12 – 15 km . Pod masywami górskimi ulega ona zanurzeniu na głębokość do 30 km (Himalaje są zanurzone na głębokość nawet 75 km) . Średnia miąższość skorupy kontynentalnej na Ziemi wynosi 40 km . Edward Suess, autor pierwszego podziału wnętrza Ziemi okręcił te skały nazwą Sial, od krzemu i glinu. Suess żył w latach 1831-1914 i jego terminologia jest już przestarzała. Krzem i glin występują w glinokrzemianach np. skaleniach.
W dolnej części skorupy kontynentalnej prędkość fal typu P wzrasta wskazując, że obecne tam skały posiadają gęstość maficznych granulitów. Skokowa zmiana gęstości zaznacza się jednak tylko lokalnie i nosi nazwę nieciągłości Conrada (Austriacki badacz który odkrył ją w roku 1925). Pod skorupą kontynentalną nie występuje skorupa oceaniczna!!!
Wśród skał budujących dna oceanów, obecnych pod pokrywą luźnych osadów, prędkość fal sejsmicznych jest większa niż wśród skał skorupy kontynentalnej i wskazuje na gęstość 2,9 -3,0 g/cm3 co odpowiada gęstości bazaltu lub gabra. Stąd mówimy o warstwie (skorupie) bazaltowej inaczej oceanicznej. Przeciętna grubość skorupy oceanicznej wynosi 8 km i przez Suessa została nazwana Simą. Krzem i magnez występują w oliwinie, piroksenie i amfibolu
Na głębokości 25-50 km pod lądami, 75 km pod wysokimi górami oraz 5-8 km pod dnami oceanów pojawia się powierzchnia nieciągłości wykryta w 1909 przez Andriję Mohorovicica, zwana Moho. Moho oddziela skały skorupy kontynentalnej oraz skały skorupy oceanicznej od skał płaszcza Ziemi.
Poniżej Moho gęstość skał jest większa. Przekracza 3g/cm3. Jest to gęstość skał eklogitowo- perydotytowych (nie ma skaleni, jest za to dużo piroksenów i amfiboli). Skały te tworzą płaszcz Ziemi.
W dolnej części górnego płaszcza na średniej głębokości 100 km występuje strefa, w której fale sejsmiczne wyraźnie zwalniają. Jest to tak zwana strefa zmniejszonej prędkości (LVL- Law Velocity Layer) co świadczy, że materia skalna występuje tu w stanie niemal stopionym.
Zawartość stopu ma wynosić tutaj około 1%. Warstwa to nasi nazwę astenosfera (gr. Asthenes- słaby, miękki, sphaira- kula). Przeciętnie astenosfera sięga do głębokości 350 kilometrów. Przy niewielkim spadku ciśnienia skały z astenosfery z łatwością ulegają upłynnieniu.
1966 pojawiła się praca Greena i Ringwooda, którzy obliczyli, że skład płaszcza powinien odpowiadać pod względem chemicznym jednej części bazaltu i trzech części skał oliwinowo- piroksenowych, takich jak dunity (oliwiny), harzburgity (ortopiroksen, klinopiroksen, piroksen). Taką mieszaninę autorzy ci nazwali mianem pirolitu.
Zakres górnego płaszcza to około 400 km.
Kolejna znaczna powierzchnia nieciągłości występuje na głębokości około 1000 km. Gdzie kończy się płaszcz średni. Płaszcz dolny występuje między 1000 a 2900 km. Czasami płaszcz średni jest zaliczany do płaszcza dolnego.
Na głębokości 2900 km mamy szczególnie wyraźną powierzchnię nieciągłości. Występuje tu gwałtowny spadek fal typu P i zanik fal typu S. Jest to powierzchnia oddzielająca skały płaszcza od ciekłego zewnętrznego jądra Ziemi. Powierzchnia ta została okryta w 1914 przez Niemieckiego sejsmologia Beno Gutenberga.
Na głębokości 4900-5100 km fale typu P zwiększają prędkość o około 11%, co uznawane jest za dowód, iż jest to strefa graniczna z jądrem wewnętrznym, znajdującym się w stanie stałym. Przyjmuje się, że jądro jest zbudowane z dwóch pierwiastków- żelaza i niklu.
Wraz z głębokością wzrasta ciśnienie, które zmusza minerały do zmiany budowy wewnętrznej. Pod względem składu chemicznego skład astenosfery jest ten sam. Ale na różnych poziomach występują różne minerały. Wraz ze wzrostem głębokości rośnie gęstość minerałów. Plagioklazy są zastępowane granatami i spinelami, gdzie wiązania między atomami krzemu są krótsze.
Litosfera to wszystkie skały nad astenosferą ( czyli skorupa + górny płaszcz Ziemi, który nie jest miękki).
Skorupa ziemska to skały skorupy kontynentalnej oraz skały skorupy oceanicznej↩