Литосфера

Литосфера (от греч. lithos — камень, sphaire — шар) — верхняя «твердая» (каменная) оболочка Земли, постепенно переходящая с глубиной в сферы с меньшей прочностью вещества. Она включает в себя земную кору и часть верхней мантии Земли.

Строение литосферы
Характерная особенность верхней мантии — ее рассло- енность (рис. 7.20), установленная геофизическими методами исследований. На глубине около 100 км под материками и 50 км под океанами ниже подошвы земной коры находится астеносфера (от греч. asthenes — слабый, sphaire — шар). Это слой, обнаруженный в 1914 г. немецким геофизиком Б. Гутенбергом. В данном слое установлено резкое снижение скорости распространения упругих колебаний, что объясняют размягченностью вещества в нем. Предполагают, что вещество там находится в твердо-жидком состоянии; твердые гранулы окружены пленкой расплава.
Выше астеносферы породы мантии находятся в твердом состоянии и совместно с земной корой образуют литосферу. Таким образом, считается, что мощность литосферы составляет 50—200 км, в том числе земной коры — до 75 км на континентах и 10 км под дном океана.

Ниже астеносферы располагается слой, в котором плотность вещества возрастает, что увеличивает скорость распространения сейсмических волн. Слой назван в честь русского ученого Б. Б. Голицина, впервые указавшего на его существование. Предполагается, что он состоит из сверхплотных разновидностей кремнезема и силикатов.

Верхняя часть земной коры, постоянно видоизменяемая под влиянием механического и химического воздействий погодно-климатических факторов, растений и животных, выделяется в отдельный слой, называемый корой выветривания. Вещественный состав земной коры
Химические элементы. В конце прошлого столетия американский геохимик Фрэнк У. Кларк (1847—1931) задался целью установить состав земной коры и, проанализировав около 6000 горных пород, в 1889 г. впервые получил среднее содержание различных элементов. В его честь русский геохимик и минералог А. Е. Ферсман предложил среднее содержание химических элементов в земной коре называть клерками[53].
Более поздние исследования показали, что в целом результаты Кларка были близки к истине.
В настоящее время установлено, что более чем на 80% земная кора состоит из кислорода, кремния и алюминия (табл. 7.10).
Таблица 7.10.
Кларки наиболее распространенных химических элементов

Химический элемент		Кларк, %	Химический элемент		Кларк, %
наименова ние	сим вол		наименова ние	сим вол
Кислород	О	46,6—49,1	Натрий	Na	2,01—2,83
Кремний	Si	26,0—29,5	Калий	К	2,35—2,59
Алюминий	Al	7,45—8,14	Магний	Mg	1,79—2,35
Железо	Fe	4,20—5,00	Водород	н	до 1
Кальций	Ca	2,71—3,63	ИТОГО		более 99%

Менее всего земная кора содержит инертных газов — гелия, неона и радона, что связано с их высокой подвижностью: они легко переходят в атмосферу, откуда рассеиваются в космическом пространстве. Одновременно земная кора пополняется космическим веществом, выпадающим в виде метеоритов и космической пыли.
Со временем некоторые химические элементы, в частности радиоактивные, трансформируются. На этом основании предполагают, что кларки урана и тория в минувшие геологические эпохи были значительно выше, а свинца — ниже, чем сейчас. Это относится ко всем элементам и изотопам, подверженным изменениям. По А. А. Саукову, 2 млрд лет назад атомов изотопа U2 3 5 , имеющего период полураспада 7,1 • 108 лет, на Земле было в 6 раз больше, чем сейчас.
Кларки химических элементов в современных горных породах следующие: в среднем в 1 м3 содержится железа 130 кг, алюминия 230 кг, меди 0,26 кг, олова 0,1 кг. В природе встречаются участки, где фактическое содержание того или иного химического элемента значительно выше его кларкового значения. Такие участки геологи исследуют с целью поиска месторождений полезных ископаемых.
Минералы. Химические элементы земной коры образуют естественные соединения, состоящие из одного, но чаще всего из нескольких элементов. Минералы (от лат. minera — руда) — однородные по составу, внутренней структуре и свойствам твердые химические соединения. Иногда к минералам относят и жидкие природные вещества — жидкую ртуть, воду, нефть.
Известно более 3 тыс. минералов, большинство из которых являются кристаллами и обычно имеют форму многогранников. В строении земной коры существенную роль играют всего несколько десятков минералов, называемых породообразующими. Наиболее распространены из них — полевые шпаты (55%), иные силикаты (15%), кварц (12%), различные виды слюды (3%), магнетит и гематит (3%).
Минералы отличаются друг от друга по внешним признакам, к которым относят облик кристаллов, цвет самого минерала, цвет его черты1, твердость, плотность, спайность[54] [55] и др., а также химическому составу и структуре.
Чем выше природный кларк химического элемента, тем больше минералов, в которые входит этот элемент. Кислород встречается почти в половине известных минералов. Так, большое количество химически связанного кислорода находится в силикатах (от лат. silicis — кремень), относящихся к одному из важных классов минералов.
Горные породы. В земной коре минералы группируются в естественные ассоциации — горные породы. Выделяют магматические, осадочные и метаморфические породы.
Магматические (изверженные) горные породы. Они образуются при остывании расплавленных магм, поднимающихся из глубин Земли к ее поверхности. Различают глубинные породы, если магма застыла на глубине, и излившиеся, если остывание произошло уже на поверхности. Магматические породы состоят преимущественно из силикатов и алюмосиликатов, наиболее важными компонентами которых являются кремнезем (Si02) и глинозем (А1203). Дальнейшая классификация ведется прежде всего в зависимости от содержания в породе кремнезема — ангидрида кремниевой кислоты (табл. 7.11).
Деление магматических пород по содержанию
диоксида кремния
Таблица 7.11

Породы	Содержание	Характерные породы
	SiOr %	глубинные	излившиеся
Ультраос новные*	Менее 40	Дунит, пироксе- нит, перидотит
Основные*	40—52	Габбро	Базальт, долерит
Средние	52—65	Диорит	Андезит
Кислые	Более 65	Гранит, гранодиорит	Дацит, липарит

Ультраосновные и основные породы содержат много оснований (соединений кальция, магния, железа и др.) и бедны кремнекислотой.
Осадочные горные породы. Они образуются путем переотложения на поверхности Земли или на дне морей, озер, болот, рек продуктов разрушения различных коренных
пород. Ими покрыто более 75% поверхности континентов. Осадочные породы накапливались и уплотнялись иногда миллионы лет. С ними связаны такие важнейшие полезные ископаемые, как нефть и природный газ, уголь, железо, алюминий, золото и др.
В зависимости от происхождения осадочные породы делят на обломочные, глинистые, химические и биохимические.
Обломочные породы. Это продукты механического разрушения коренных горных пород. Их классифицируют по разме

Обломочные породы могут быть разделены на рыхлые и сцементированные, а также на угловатые и окатанные (округленные).
Угловатые грубообломочные породы — древса (1 — 10 мм), щебень (10—100 мм), глыбы (более 100 мм), а округленные — гравий,галька, валуны.
Рыхлые песчаные породы — пески, а сцементированные — песчаники.
Алеврит (от греч. aleuron — мука) — разновидность рыхлой осадочной горной породы, по составу является промежуточной между песчаными и глинистыми породами. Размер главной массы зерен 0,01—0,1 мм.
Глинистые породы. Они состоят из мельчайших минеральных частиц размерами менее 0,01 мм и содержат свыше 30% тонкодисперсных частиц размером менее 0,001 мм. По минеральному составу глины резко отличаются от типичных обломочных пород, они состоят преимущественно из кремнезема и глинозема.
Глины обладают пластичностью и низкой водопроницаемостью, благодаря которой они играют роль водоупорных горизонтов подземных вод.
Химические и биохимические породы. Они образуются в результате химических реакций или выпаривания, либо при косвенном участии биологических организмов, а также при концентрации их тел и скелетов. К данной группе относятся такие широко известные породы, как бокситы, фосфориты, бурые железняки, известняки, мел, доломиты, гипс, бурые и каменные угли, горючие сланцы и др.

Метаморфические горные породы. Они образуются путем глубокого преобразования магматических и осадочных пород под действием огромных давлений и высоких температур на большой глубине. В результате получаются породы, отличающиеся от исходных минералогическим составом.
К метаморфическим породам относятся твердые глинистые и слюдянистые сланцы (получающиеся из мягкой сланцевой глины), мрамор (из известняков), кварциты (из песчаников), яшмы, серпентиниты (из ультраосновных пород) и др. Эти породы обычно более устойчивы к выветриванию, чем другие.
Геологические циклы. Взаимное расположение и очертание континентов и океанского дна постоянно изменяются. В пределах верхних оболочек Земли происходит непрерывная постепенная замена одних пород другими, называемая большим круговоротом вещества. Геологические процессы образования и разрушения гор являются величайшими энергетическими процессами в биосфере Земли.
В пределах литосферы горные породы постоянно, хотя и очень медленно, перемещаются, образуя геологические цик-

Рис. 7.21. Схема геологического цикла Земли (по Дж.

Андерсону)


лы (рис. 7.21). Геофизические процессы (извержение магмы, вулканическая активность и поднятие крупных блоков земной коры) осуществляются за счет теплоты, выделяющейся в результате распада в недрах Земли изотопов калия, урана и тория. Процессы, протекающие на земной поверхности, — эрозия, выветривание и перенос осадков, — происходят за счет энергии Солнца, трансформированной в кинетическую энергию ветра и водных потоков, а также в тепловую энергию.
Наиболее быстро движение в геологическом цикле происходит при извержении вулканов и излиянии лав в районах рифтовых долин. Круговорот осадочного вещества осуществляется за десятки и сотни миллионов лет. В экологическом масштабе времени минералы, отложившиеся в глубоководных осадках, можно считать полностью выведенными из круговорота. Учение о почве
На поверхности коры выветривания формируется почвенный покров — основа земельного фонда биосферы. Он представляет собой самостоятельную земную оболочку — педосферу.
Почва — особое органоминеральное естественно-историческое природное образование, сформировавшееся в результате длительного преобразования поверхностных слоев литосферы при совместном взаимообуславливающем воздействии гидросферы, атмосферы, живых и мертвых организмов в различных условиях климата и рельефа в гравитационном поле Земли.
Изучение почв началось в глубокой древности с началом развития земледелия. Впервые мысль о том, что почвы снабжают растения питательными веществами, высказал в XVII в. французский ученый Б. Палисси. Научные представления о механизме минерального питания растений и роли С02 и N2 воздуха, а также воды в почве стали развиваться в следующем столетии, чему способствовало развитие естественных и физико-математических наук. М. В. Ломоносов определял почву как продукт воздействия растений на горные породы, а перегной рассматривал как результат биологических процессов.
На рубеже XVII—XIX вв. на смену теории водного питания растений пришла гумусовая теория А. Тэера, по которой для питания растений достаточно органических веществ почвы и воды. В целом ошибочная гумусовая теория внесла большой вклад в науку, ибо привлекла внимание к изучению гумуса почв, к травосеянию и органическим удобрениям. А. Тэер — один из основоположников многопольных севооборотов, орга-
низатор первого в истории высшего агрономического учебного заведения.
Немецкий агрохимик Ю. Либих сформулировал минеральную теорию питания растений, согласно которой растения усваивают из почвы минеральные вещества, а из перегноя — только углерод. Таким образом, запас минеральных веществ в почве ограничен, и каждый новый урожай истощает почву. Следовательно, для ликвидации дефицита элементов в почву необходимо вносить минеральные удобрения. Введение в практику сельского хозяйства минеральных удобрений К. А. Тимирязев назвал «величайшим приобретением науки». Недостаток теории Ю. Либиха в том, что почва считалась простым резервуаром элементов питания растений.
Основателем современного почвоведения является русский ученый В. В. Докучаев. Им впервые сформулировано понятие о почве как об особом естественно-историческом теле, разработаны методы изучения и картографирования почв, заложены основы их генетической[56] классификации. В. В. Докучаев предложил рассматривать почву как динамическую, а не инертную среду, открыл основные закономерности географического распространения почв. Химический состав почвы
Твердая часть почвы состоит из минеральных и органических веществ.
Минеральный состав. Он определяется составом почвообразующих пород, возрастом почвы, особенностями рельефа, климата и т. д. В состав минеральной части почвы входят Si, Al, Fe, К, N, Mg, Ca, P, S, некоторые микроэлементы Си, Мо, J, В, F, РЬ и др. Подавляющее большинство химических элементов в почве находится в окисленной форме: Si02, A1203, Fe203 , K20, Na20, MgO, CaO. В почвах распространены также соли угольной, серной, фосфорной, хлористоводородной и других кислот. На основных породах почва более богата Al, Fe, щелочноземельными и щелочными металлами, а на породах кислого состава — Si. В засоленных почвах преобладают хлориды и сульфаты кальция, магния, натрия.
Органический состав. Он формируется из соединений, содержащихся в большом количестве в растительных и животных остатках. Это белки, углеводы, органические кислоты, жиры, лигнин, дубильные вещества и др., в сумме составляющие 10—15% от всей массы органического вещества в почве. При разложении органических веществ содержащийся в них азот переходит в формы, доступные растениям. Органические вещества играют важную роль в почвообразовании, определяют величину поглотительной способности почв, воздействуют на структуру верхних горизонтов почвы и ее физические свойства.
Органическое вещество почвы образуется при разложении мертвых организмов, их частей (например, опавших листьев), фекалий и т. п. Мертвый органический материал используется в пищу совместно детритофагами и редуцентами (грибами и бактериями), завершающими процесс разложения. Не полностью разложившиеся остатки органики называют подстилкой, а конечный продукт разложения, в котором невозможно различить первоначальный материал, — гумусом.
Гумус — аморфное органическое вещество почвы, образующееся в результате разложения растительных и животных остатков и продуктов жизнедеятельности организмов, причем утратившее тканевую структуру1.
По химическому составу — это сложная смесь разнообразных органических молекул. Гумус состоит из гуминовых кислот, фульвокислот, гумина и ульмина; имеет цвет от темно-бурого до черного.
По агрегатному состоянию гумус похож на глину; и то и другое находится в коллоидном состоянии. Отдельные его частицы прочно прилипают к глине, образуя глино-гумусовый комплекс. Гумуса в верхних горизонтах почвы содержится от десятых долей до 18% (в черноземных почвах), а мощность гумусовых горизонтов от нескольких сантиметров до 1,5 м.
Формирование урожаев связано с большим расходом биогенных элементов почв, распадом гумуса. Так, на урожай зерновых, равный 50 ц/га, расходуется не менее 10 ц гумуса или 0,03% массы пахотного слоя.
Иногда в качестве синонима «гумусу» указывается термин «перегной», однако это не точно. Перегной в понимании «грубый гумус» допускает наличие остатков организмов, не утративших тканевую структуру, а перегной в широком смысле даже не исключает наличие в нем живых организмов — низших (микроорганизмов) и высших (личинок насекомых и др.).
Гумификация — процесс превращения органических остатков в ходе биохимических реакций при затрудненном доступе кислорода в темно-окрашенные высокомолекулярные вещества, в основном в гуминовые и близкие к ним кислоты. В процессе гумификации происходит не только разложение, но и синтез органических веществ.
Для формирования гумуса необходим дренаж почвы, так как при переувлажнении разложение идет очень медленно из-за нехватки кислорода, препятствующей росту аэробных редуцентов. В таких условиях растительные и животные остатки сохраняют свою структуру и, спрессовываясь, образуют торф.
Одновременно с гумификацией многие жизненно важные элементы переходят из органических соединений в неорганические, например, азот в ионы аммония (NH4), фосфор в ортофосфат-ионы (Н2РОЛ), сера в сульфат-ионы (SO|~), т. е. идет процесс минерализации. Углерод высвобождается в процессах дыхания и в виде С02 поступает в атмосферу. Профиль почвы
В результате перемещения и превращения веществ почва любого типа расчленяется на отдельные слои или горизонты, сочетание которых составляет профиль почвы (рис. 7.22).
Во всех типах почв самый верхний горизонт Av который имеет относительно темный цвет, называют гумусовым или перегнойно-аккумулятивным. В нем располагается большая часть корней растений. Избыток или недостаток гумуса определяет плодородие почвы. Мощность гумусового горизонта колеблется в широком интервале от 10—30 до 100—300 мм и более.
В верхнем слое почвы пашни в результате регулярной обработки формируется пахотный гумусовый горизонт с ровной, параллельной поверхности границей на глубине 200—250 мм. На лугах и сенокосах верхняя часть гумусового горизонта может плотно переплетаться с корнями живых травянистых растений, образующих дернину. Выше горизонта Ах иногда находится горизонт А0, состоящий из разлагающихся растительных остатков: лесной подстилки, степного войлока и т. п.
В лесных почвах под горизонтом Ах залегает малоплодородный подзолистый1 (элювиальный) горизонт А, имеющий
Под цвет золы.





Все горизонты почвы представляют собой смесь минеральных и органических элементов в различных сочетаниях. При избыточной увлажненности почвы ее генетические горизонты модифицируются и превращаются в глеевый, оглеенный или торфяный.
Глеевый горизонт G служит индикатором постоянного или очень длительного переувлажнения и имеет характерную холодную окраску — синеватую, серо-сизую или голубоватую. Он практически не корнеобитаем, постоянно обводнен, в нем отсутствует кислород.
Если горизонт подвергается относительно непродолжительному переувлажнению и сохраняет признаки основного генетического горизонта (например, подзолистого, иллювиального и др.), то он как бы маркируется признаками периодического застоя избыточной влаги. Такой горизонт называется оглеенным и обозначается индексом g совместно с основным индексом горизонта, например Bg. В оглеенных горизонтах плохо развиваются корни растений, сельскохозяйственные культуры подвергаются угнетению и гибнут. Характерным примером может служить почва со следующим чередованием генетических горизонтов: Av А2 В, Bg, G, или гумусовый, подзолистый, иллювиальный, иллювиальный оглеенный, глеевый.
Активное переувлажнение приводит к накоплению в поверхностных горизонтах органических остатков. Если их по массе более 30%, существуют растительные волокна, также различимы остатки растений-торфообразователей, то формируется торфяный горизонт Т. Нередко мощность слоя торфа достигает 2—4 м, но чаще 1—2 м. Часть торфа, имеющая контакт с воздухом, окрашена в черный цвет, как и осушенная толща торфяных почв. Ниже постоянного уровня грунтовых вод торф имеет желтоватый, бурый или соломистый цвет.
Помимо перечисленных, наиболее распространенных генетических горизонтов, выделяют и иные специфические горизонты, которым характерно, например, повышенное содержание карбонатов (карбонатный горизонт), железа (рудяковый горизонт), извести (известковый горизонт) и др.

Еще по теме Литосфера:

1. § 78. РАЗРУШЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ
2. Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция., 2008
3. Воздействие на литосферу
4. 5.1. Литосфера
5. Антропогенное воздействие на почву и литосферу
6. 7.2. Абиогенные составляющие биосферы
7. ФУНКЦИОНАЛЬНЫЕ СВЯЗИ В БИОСФЕРЕ
8. 10.4. Основные пути рационального использования и охраны недр
9. 2.1. Определение и структура биосферы
10. СРЕДЫ ОБИТАНИЯ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА ЖИВЫЕ ОРГАНИЗМЫ
11. ПЛАТФОРМЫ
12. Круговорот веществ и биогеохимические циклы важнейших химических элементов в биосфере
13. 2.2. Проблемная лекуия 2.1. по модулю 2 "Основы традиционной экологии”: – Теоретическая экология. Круговороты.
14. Круговорот углерода
15. Первый этап химической эволюции на Земле
16. 5.4. Криосфера
17. VII.!. Вода как вещество, ресурс и условие жизни
18. Охрана природы и окружающей человека среды (натурология)