Vnitřní struktura Země se vztahuje k rozdělení vnitřního prostoru Země do vnořených obálek: hlavně zemské kůry , pláště a jádra , v závislosti na aktuální geologického modelu , který se snaží popsat jejich vlastností a chování při geologických dob.
Tyto vrstvy jsou vymezeny diskontinuitami , které lze identifikovat pomocí seismologie . To umožnilo určit stav hmoty v nepřístupných hloubkách.
Této konstituci lze porozumět tím, že se vrátíme k formování Země narůstáním planetesimálů , z nichž paměť tvoří primitivní meteority nebo chondrity . Různé vrstvy byly poté více či méně postupně zaváděny pod vlivem různých fyzikálních parametrů, jako je hustota a reologie různých fází tvořících suroviny, jakož i chemické afinity prvků pro různé minerální fáze , c to je chemická diferenciace .
Zemská kůra představuje přibližně 1,5% objemu pevné Země, 4,4 ‰ zemské hmoty a 6,5 ‰ zemské silikátové hmoty (Země bez kovového jádra).
Kontinentální kůraKontinentální kůra (1) je pevná, převážně granitická a místy zakončená sedimentárními horninami. Je silnější než oceánská kůra (od 30 km do 100 km pod horskými pásmy).
Oceánská kůraOceánská kůra (2) je pevná a skládá se převážně z čedičových hornin . Relativně v pořádku (asi 5 km).
KabátCelkový plášť Země představuje 84% objemu Země. Mohorovičić nespojitost (14) označí přechod mezi kůrou a pláštěm.
Zemský plášť je méně „tuhý“ než ostatní vrstvy, aniž by byl kapalný (jak by mohly naznačovat proudy lávy ). Pro představu, viskozita pláště pro horninu, ze které je vyrobena, je srovnatelná s viskozitou ledu (např. Tekoucího v ledovcích) pro vodu.
Přesto zůstává srst pevná. Ve skutečnosti je ve vysokých hloubkách pláště účinek tlaku (udržování pevného stavu) větší než účinek teploty (způsobující fúzi).
Na druhou stranu, když účinky působí v opačném směru, například při dostatečně rychlém vzestupu, materiály pláště stoupají (a proto odtlakují) rychleji, než to umožňuje tepelné vyvážení difúzí transportovaného tepla : toto se nazývá adiabatický vzestup . Materiál tedy může překročit počáteční bod tání a začít vést k primárnímu magmatu . K tomu dochází přímo nad hřebeny v hloubce asi 100 km.
Svrchní srstHorní plášť (4) je méně viskózní a tažnější než spodní plášť: fyzická omezení, která zde převládají, ho činí částečně plastickým . Je tvořen hlavně z hornin, jako je peridotit .
Dolní plášťSpodní plášť (6) má pevné vlastnosti v časovém rámci kratším než jeden rok a plast v časovém měřítku větším než jedno století.
Ve spodním plášti jsou konvekční buňky pláště (10) pomalu pohybující se hmotou. Ve skutečnosti je povlak je sídlem proudů konvekcí , která přenáší většinu tepelné energie ze zemského jádra k povrchu. Tyto proudy způsobují kontinentální drift , ale jejich přesné charakteristiky (rychlost, amplituda, umístění) jsou stále špatně pochopeny.
JádroJádro, které lze rozlišit mezi vnějším a vnitřním jádrem, představuje 15% objemu Země. Gutenberg nespojitost (13) označí přechod mezi pláštěm a jádrem.
Vnější jádroVnější jádro (8) je kapalné. Skládá se v podstatě z 80–85% železa, asi 10–12% lehkého prvku, který dosud nebyl stanoven mezi sírou, kyslíkem, křemíkem a uhlíkem (nebo směsí těchto čtyř látek), a nakonec řádově 5% niklu. Jeho viskozita se odhaduje na 1 až 100násobek viskozity vody, jeho průměrná teplota dosahuje 4 000 stupňů Celsia a jeho hustota 10.
Toto obrovské množství roztaveného kovu se míchá konvekcí. Toto proudění je převážně tepelná (sekulární ochlazení planety), a menší části v důsledku složení jádra (separace, odmíšení z fází ).
Pohyby vnějšího jádra interagují s pohyby Země: hlavně s její každodenní rotací , ale také v delším časovém měřítku s její precesí .
Vodivá povaha železa umožňuje vývoj proměnných elektrických proudů, které vytvářejí magnetická pole , která tyto proudy posilují a vytvářejí tak dynamický efekt vzájemným udržováním. Vysvětlujeme tedy, že kapalné jádro je na počátku magnetického pole Země . Zdroj energie nezbytný pro údržbu tohoto dynama spočívá s největší pravděpodobností v latentním krystalizačním teplu semene.
Vnitřní jádroVnitřní jádro (9), nazývané také semeno, je pevná koule. Je v podstatě kovový (asi 80% slitin železa a 20% niklu) a vzniká postupnou krystalizací vnějšího jádra. Tlak, který je 3,5 milionu barů (350 gigapascalů), jej udržuje v pevném stavu navzdory teplotě nad 6000 ° C a hustotě kolem 13. Lehmannova diskontinuita označuje přechod mezi vnějším jádrem a vnitřním jádrem.
Vnitřní jádro je stále aktivním předmětem geologického výzkumu. Různá pozorování naznačují, že vnitřní jádro je v pohybu. Jeho přesná povaha zůstává otevřená diskusi.
Litosféra (11) se skládá z kůry a část horního pláště. Je rozdělena na tektonické nebo litosférické desky . Dolní hranice litosféry leží v hloubce mezi 100 a 200 kilometry, na hranici, kde se peridotity blíží svému bodu tání. Zahrnuje mohorovicovou diskontinuitu (14).
AstenosféraAstenosféra (12) je oblast pod litosférou.
Zahrnuty do asthenosphere, ve spodní části litosféry, je zóna s názvem LVZ ( Low Velocity Zone ), kde dochází ke snížení rychlosti a výrazný útlum P a S seizmické vlny . Tento jev je vzhledem k částečnému roztavení části peridotitů což má za následek větší tekutosti. LVZ se obecně nenachází pod kořeny pohoří v kontinentální kůře. Někteří geologové zahrnují LVZ v litosféře.
Subdukční zónaSubduction zóna (3) je deska, která umyvadla do pláště, někdy až do několika stovek kilometrů. Je to místo seismické a sopečné činnosti.
Žhavá místaTakzvaný „hot spot“ vulkanismus (5) je nejhlubší aktivní vulkanismus . Jedná se o sopky, jejichž magma pochází z hlubin pláště blízko hranice s kapalným jádrem. Tyto sopky by proto nebyly spojeny s tektonickými deskami, a proto by po pohybu zemské kůry byly téměř nehybné na povrchu zeměkoule a tvořily souostroví ostrovů, jako je Tahiti .
Sopečný vulkán je vytvářen oblakem teplejšího materiálu (7), který se od hranice s jádrem částečně taví, když se blíží k zemskému povrchu.
Obálka | Hloubka km |
Hustota g / cm 3 |
Dominantní petrografie | Chemické prvky |
---|---|---|---|---|
Kontinentální oceánská kůra |
0-35 0-10 |
2,7 - 3,0 2,9 - 3,2 |
Žula a ruly Čedič, gabro a peridotit |
Si a Al Si, Al a Mg |
Horní litosférický plášť a přechodová zóna astenosféry |
35/10 - 670 35/10 - 400 400 - 670 |
3,4 - 4,4 |
Olivín , Pyroxene a Garnet Wadsleyite → Ringwoodite a Garnet |
Si, Mg a Ca |
Dolní plášť | 670 - 2890 | 4,4 - 5,6 | Perovskit a ferroperiklasa | Si, Mg, Fe a Ca |
Vnější jádro | 2890 - 5100 | 9.9 - 12.2 | - | Fe, Ni a S (kapalné skupenství) |
Vnitřní jádro | 5100 - 6378 | 12.8 - 13.1 | - | Fe, Ni a S (pevný stav) |
Vnitřní teplo Země je produkováno přirozenou radioaktivitou hornin rozpadem uranu , thoria a draslíku . Studie odhadují, že příspěvek radioaktivity kůry a pláště představuje přibližně polovinu celkové uvolněné energie, přičemž podíl prvotního tepla přenášeného z jádra Země na plášť se odhaduje na 10 a až 20%.
Globálně teplota stoupá s blízkostí středu Země . Orientačně se pohybuje mezi 1100 ° C v základně kontinentální kůry a asi 5100 ° C v jádru.
Teploty nelze měřit důsledně: jsou přibližné, míra chyby se zvyšuje s hloubkou.
Z hloubky 2900 km, kde tlak začíná překračovat 1 milion atmosfér nebo 100 Gigapascalů, hraje vnitřní teplo alespoň dvě hlavní role:
Pomocí záznamů několika seismografů jsme po zemětřesení co nejpřesněji experimentálně určili polohu jeho epicentra . Podobně jsou zaznamenány vibrace, které se poté šíří po celé planetě.
Tyto vlnové jevy podléhají fyzikálním zákonům, jako je odraz nebo lom světla . Analogicky se seismické vlny „chovají“ jako světelné paprsky. Použitím Snell-Descartových zákonů lomu tedy odvodíme, že se všechny nepohybují stejnou rychlostí v závislosti na médiu, kterým procházejí.
Pečlivé prozkoumání křivek času podle vzdálenosti uražené vlnami pak umožňuje vyhodnotit obsah Země: vlna bude postupovat pomaleji v měkčím materiálu ( nižší hustota ) a rychleji v více materiálu. tvrdý ( vyšší hustota ).
Druhy vlnJe třeba poznamenat, že vlny studované v seismické tomografii jsou vlnami pozadí, které procházejí pozemskou planetu všemi směry. Povrchové vlny, které způsobují poškození lidských konstrukcí, se šíří pouze v kůře a neposkytují žádné informace o hlubokých vrstvách.
Vlny jsou dvou typů: P a S. Určité vlny přicházejí rychle: jsou to vlny P (jako první); ostatní jsou zpožděny a jsou zaznamenány později: jedná se o S vlny (jako sekundy).
Tyto P-vlny jsou vibrace působící v tlaku: částice pohybují ve směru šíření vlny, trochu jako pružina. Tyto kompresní vlny se šíří pevnými látkami, kapalinami a plyny. | |
Tyto S vlny jsou příčné vlny: částice pohybují kolmo ke směru šíření vlny, trochu jako houpačka na laně. Tyto smykové vlny se šíří v pevných látkách, ale ne v kapalných nebo plynných médiích. |
Když vlna P dorazí ne kolmo na přechodovou zónu (například rozhraní plášť-jádro), malá část její energie se převede na jiný tvar vlny (zlomek P se pak stane S). Interpretace seismografických údajů je proto obtížná, protože se překrývají grafy mnoha typů vln, které je třeba oddělit a jejichž původ je třeba vysvětlit.
Všechny tyto vlny jsou označeny různými písmeny, která lze poté při vývoji kombinovat (viz tabulka níže).
vlna p | S vlna | |
---|---|---|
kabát | P | S |
vnější jádro | K. | - |
vnitřní jádro | Já | J |
Vlna PP je tedy vlnou P, která poté, co prošla odrazem na povrchu zemského světa, zůstala v plášti, než se znovu objevila na povrchu, kde je detekována. Vlna PKP je vlna P, která vystupuje na povrch po překročení kapalného vnějšího jádra (cesta = plášť / vnější jádro / plášť).
Název lze podle potřeby prodloužit. Například téměř svislá vlna procházející pozemskou koulí přímo skrz poté, co se odrazila na povrchu a dvakrát prošla (aby se vrátila) jádrem a semenem a nakonec se znovu objevila na povrchu, se bude nazývat PKIKPPKIKP.
DiskontinuityDodržováním zásady, že jakmile se rychlost seismické vlny změní náhle a výrazně, znamená to, že dojde ke změně média, mohly by být vytvořeny různé vrstvy oddělené diskontinuitami .
Studium magnetismuPod vlivem své rotace a vnitřních pohybů roztavených kovů jádra se Země chová jako jakési dynamo , ze kterého vyplývá magnetické pole . To není ve srovnání s průmyslovými magnety příliš důležité , ale stačí to k vychýlení jehly kompasu a částečné ochraně zemského povrchu před kosmickými paprsky , jako jsou sluneční větry , které by jinak rušily elektronická zařízení.
Toto pole se časem mění. V životě Země je dokonce stokrát obrácen , a to z dosud neznámých důvodů, které však zabírají aktivní výzkum. To dosud neumožnilo prokázat efekt dynama v pomalu rotující sféře, ale ukázalo se vytváření konvekčních kolon při určitých teplotách v závislosti na viskozitě tekutin a rychlosti otáčení. Tyto pohyby jsou zjevně kompatibilní s tím, co víme o elektromagnetickém poli Země.
Studium meteoritůAbychom pochopili, jak se postupné vrstvy Země postupně diferencovaly, je užitečné znát přesné složení primitivního materiálu, který jej zrodil.
Jeho základními prvky jsou železo , nikl a křemičitany . Tyto prvky (a několik dalších) se nacházejí v typu meteoritu, který se nazývá chondrity . Obsahují malé sférické zóny silikátů ztuhlých po fúzi, chondruly, jejichž název je původem názvu těchto meteoritů.
Některé z nich, jako Allendeho chondrit , obsahují směs kovového železa a oxidu železa a také velké množství uhlíku. Jiní, jako Indarchova chondritida , kovové železo a enstatit , křemičitan hořečnatý (MgSiO 3 ) extrémně běžný v zemském plášti. Tyto více primitivní uhlíkaté meteority CI ukazují plně oxidované železo. Mají velmi podobné složení jako plynová mlhovina, která zrodila sluneční soustavu asi před 4,57 miliardami let, a Zemi před 4,45 miliardami let.
Ze všech těchto chondritů mají pouze ty, které obsahují 45% enstatitu, chemické a izotopové složení v souladu s hustotou a současnou hlubokou povahou Země (několik vrstev lehkých křemičitanů a jádro, kde migrovaly těžší kovy). Tyto meteority jsou příliš malé na to, aby je bylo možné odlišit: jejich prvky zůstaly relativně homogenně rozložené.
Lidský průzkum srdce Země je předmětem mnoha snů a fantazií, jak je znázorněno v románu Cesta do středu Země od Julese Verna .
Ve skutečnosti bylo v roce 1956 v Gouffre Berger v masivu Vercors ( Isère ) poprvé dosaženo symbolické hloubky –1 000 metrů. V roce 2005 překrásnou hloubku –2 000 metrů překonali jeskyňáři v Krubera-Voronja (dříve propast Voronja), na západním Kavkaze (Abcházie).
Kromě toho je rozmanitost půdy prozkoumané v dolech mnohem větší než rozloha sedimentárních hornin procházejících speleology a těžená půda je mnohem starší. Menší rub ramena každý den vzestup teploty fenomén z XVIII th vliv století předpoklady zeměkoule v srdci taveniny. Nicméně, dokonce i ty nejhlubší doly na světě (až 3 500 m pro Tau Tona z Jihoafrické republiky v roce 2002) poškrábat pouze zemskou kůru.
Pouhý lidský průzkum nestačí k pochopení hlubokého obsahu planety. Kromě dvou kilometrů je nutný nepřímý průzkum.
Hluboké vrtáníCílem hlubokého vrtání je lépe porozumět litosféře a dosáhnout přechodové zóny mezi ní a horním pláštěm: Moho .
Dva příklady: program KTB ( Kontinentální Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik ), který dosáhl 9 800 metrů pod Německem , a 12 600 metrů sg3 vrt na poloostrově Kola (Rusko), který trval od roku 1970 do roku 1989. V té době. Hloubka, pozorovaná teplota bylo 180 ° C, zatímco jsme očekávali spíše teplotu řádově 200 ° C. Geotermální gradientu 1 ° C / 60 m (teplota stoupá s průměrnou hloubkou 1 ° C každých 60 m) je dvakrát nižší, než měří většinou vrtů.
I když tyto díry potvrdily strukturu a složení kůry nebo nakreslené regionální seismické profily, nepřesahují zemskou kůru , která ani nepředstavuje kůži šupinaté oranžové planety.
Oceánská kůra je tenčí než kontinentální desky, objevilo se několik projektů oceánského vrtání, MOHOLE pak DSP (1968-1983) ve Spojených státech, poté mezinárodní programy jako ODP (1985-2003) a IODP (2003-2013). Doposud se žádnému plavidlu dosud nepodařilo vyvrtat do diskontinuity Mohorovičić .
Studium geoneutrin vyplývajících z radioaktivních rozpadů uranu 238 , uranu 235 , thoria 232 a draslíku 40 poskytuje informace o teplu generovaném uvnitř Země: přibližně 40 TW . Tato hodnota odpovídá hodnotám získaným jinými metodami.
Atmosférická neutrinaStudium atmosférických neutrin, která procházejí Zemí, umožňuje zkoumat její vnitřní vrstvy a tím odvodit hustotu a hmotnost různých vrstev.
Od starověku se mnozí pokoušeli vysvětlit vnitřní konstituci naší zeměkoule: matematici, filozofové, teologové a později přírodovědci, fyzici a geologové. Někteří z těchto intelektuálů se snažili držet vize terénu (reliéf, sopky, zemětřesení), jiní také chtěli do svého modelu začlenit vysvětlení biblických textů (povodeň); je obtížné dosáhnout úplnosti tohoto sčítání.
Aristoteles ( IV th století př. ) Nastaví časné definici zemního tělesa. Země je pro něj složena ze Země a hornin obklopených vodou a poté vzduchem. Pak přijde vrstva ohně a hvězdy. Až do Koperníka se tato vize změní jen málo.
Ale v polovině XVII . Století se objevuje spousta nových myšlenek. V roce 1644 , René Descartes v Principy filozofie představuje na zemi jako dávné slunce, které má stále slunečního typu jádro, ale jehož vnější vrstvy se vyvinuly. Několik vrstev následuje jedna od druhé od středu: skála, voda, vzduch a nakonec vnější kůra v rovnováze na tomto vzduchu. Tato rozbitá kůra formovala reliéf a umožňovala vodě procházet z hlubin, které tvořily moře a oceány. Ve stejné době, Athanasius Kircher také předpokládá, že zeměkoule je chlazený hvězda, ale tím, že obsahuje v rámci kůry roztaveného materiálu, který se někdy uniká z centra přes sopek.
Na konci XVII th a během XVIII -tého století , mnoho předpokladů jsou vyrobeny. William Whiston navrhuje Zemi ze starověké komety. John Woodward a Thomas Burnet navrhují Zemi, která byla složena z tekuté směsi, která se v průběhu času ukládala gravitací. Edmund Halley navrhuje Dutou Zemi s několika soustřednými skořápkami a magnetickým jádrem, oddělené vakuem. Henri Gautier myslí na úplně dutou Zemi, kde je tenká vnější kůra v rovnováze mezi gravitací a odstředivou silou.
Se vzestupem geologie musí být teorie v souladu s pozorováním a geofyzikálním měřením.
Malý vliv horských mas na místní gravitaci má tendenci dokazovat, že Země není dutá, což anuluje předchozí hypotézy. Od 18. století vedlo Georges de Buffon k mírnému zploštění zeměkoule na pólech a magické povaze některých hornin, že Země byla ve svém vzniku splynuta.
V 19. století měření pravidelného zvyšování teploty s hloubkou v dolech (1 ° C na 25 metrů) vedlo Josepha Fouriera a Louise Cordiera k extrapolaci a odvození toho, že střed naší planety je roztaven při teplotě několika tisíc stupňů. Původ této teploty je stále nejistý: nevíme, zda se jedná o pozůstatek původního tepla uloženého v zemské planetě v procesu ochlazování, nebo zda mohlo dojít ke zvýšení teploty. Vnitřní Země exotermickou fyzikální nebo chemické jevy. Kromě toho by toto teplo mohlo být dostatečně intenzivní, aby veškerá vnitřní hmota byla v určité hloubce plynná.
U Williama Hopkinse variace bodu tání hornin v závislosti na tlaku opět nakloní váhy ve prospěch pevného jádra.
Podle lorda Kelvina velmi nízká úroveň přílivových a odlivových pohybů země (hodnocená porovnáním s přesným měřením přílivu a odlivu oceánu) argumentuje pro zeměkouli s vlastnostmi elastické pevné látky, nikoli kapaliny. Jeho model vyžaduje tuhou střední část, aby vysvětlil deformaci způsobenou přílivem a odlivem (období 14 dnů).
Během XX -tého století, seismická tomografie , přesné vítěz, umožňuje provádět několik důležitých objevů.
Současně, v letech 1923 až 1952 , další geofyzici ( Adams , Williamson , Bullen , Birch …) pracovali na rovnicích, které umožňují určit variaci hustoty s hloubkou a tlakem, který vytváří.
Kromě toho analýza složení suchozemských a meteoritických hornin a měření průměrné hustoty zeměkoule (5,5) ovlivňují několik modelů, kde jemná lehká kůra křemičitanů pokrývá objemné a hustší kovové jádro.
Současný výzkum se zajímá o lepší znalost „velmi hlubokého“. Zejména povaha a přesné vlastnosti zemského semene . Například jeho teplota. V roce 2013 konvergující výsledky vysvětlují předchozí rozdíly, podle nichž by se teplota jádra vyvíjela od 3 800 ° C do 5 500 ° C v závislosti na hloubce.