ساختمان دروني زمين

ساختمان دروني زمين

زميني كه بر روي آن زندگي مي كنيم، شكلي كروي دارد. شعاع متوسط اين كره حدود 6368 كيلومتر و چگالي نسبي آن 5/5 است. از نظر ساختماني، زمين حالت لايه لايه دارد و هر لايه، داراي خواض فيزيكي و شيميايي متفاوت است.
بخشهاي سطحي بيشتر با نمونه برداري مستقيم و مطالعات آزمايشگاهي بر روي سنگها و ماگماها مورد مطالعه قرار مي گيرد. اما جزء بخشهاي سطحي ، دسترسي مستقيم به قسمت اعظم زمين امكان پذير نيست. با توجه به اطلاعات حاصل از مطالعه شهاب سنگها و ستارگان مي توان تا اندازه اي به تركيب كلي زمين پي برد.
اندازه گيري برخي از خصوصيات فيزيكي زمين (جرم، چگالي، گراني و ...) و مطالعاتي درباره ميدان مغناطيسي ماهيت مواد سازنده دروني زمين را آشكارتر مي كند.
مطالعه درباره ساختمان دروني زمين بيشتر به كمك امواج حاصل از زلزله يا انفجارهاي مصنوعي مسير مي شود. اين امواج همچون امواج نوري ، وقتي از محيطي وارد محيطي ديگر با جنس يا چگالي متفاوت مي شوند، شكسته شده و تغيير سرعت مي دهند. با مطالعه بر روي اين امواج، كره زمين را به سه لايه پوسته، گوشته (جبه) و هسته تقسيم كرده اند.

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2383.jpg

تركيب شيميايي زمين

براي مطالعه ماهيت دروني زمين از اطلاعات گوناگوني كه با نمونه برداريهاي مستقيم و يا روشهاي غيرمستقيم به دست مي آيد، استفاده مي كنند.

الف) نمونه برداري مستقيم :
تجزيه شيميايي انواع مختلف سنگهاي آذرين، دگرگوني و رسوبي سطح زمين با نمونه هاي به دست آمده از حفاري ها مي تواند تا حدودي نوع مواد سازنده پوسته زمين را مشخص كند.
بر اثر فعاليتهاي آتشفشاني نيز نمونه هايي از بخشهاي عميق تر پوسته و بخشهاي بالايي گوشته در زير قاره ها به سطح زمين رسيده است. گاهي همراه مواد مذاب قطعات ذوب نشده و جامدي از قسمتهاي زيرين پوسته يا گوشته كه ميانبار ناميده مي شوند، به سطح زمين مي رسند. ميانبارها شواهد با ارزشي از چگونگي تركيب شيميايي اعماق پوسته و گوشته فوقاني را به دست مي دهند. در هر حال ميانبارها نمي توانند از اعماقي پايين تر از ناحيه خاستگاه ماگمايي كه حاوي آنها است، بالا آمده باشند.
نمونه هايي از پوسته و گوشته فوقاني زير اقيانوسها در سنگهايي موسوم به افيوليت به دست آمده است. افيوليتها مجموعه اي از سنگهاي لايه لايه به ضخامت حدود 5 هزار متر است كه تركيب آن را معادل پوسته اقيانوسي مي دانند كه در برخي نقاط در خشكيها از جمله در كشور ما ديده مي شوند. گفته مي شود، در چنين نقاطي ورقه هاي سنگ كره به يكديگر برخورد كرده اند و در قاره ها جاي گرفته اند.

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2384.jpg
با توجه به تركيب ماگماهايي كه از گوشته فوقاني منشأ گرفته اند، همراه با بررسي هاي آزمايشگاهي بر روي فرايند ذوب و تبلور سنگهاي مختلف، مي توان در مورد تركيب گوشته فوقاني نتيجه گيري هاي بيشتري كرد.

ب ) روشهاي غيرمستقيم : با مطالعه سنگهاي آورده شده از ماه ، نيز شهاب سنگهايي كه به زمين برخورد مي كنند و گمان مي رود باقي مانده يك سياره قديمي باشند و همچنين مطالعه خورشيد و ساير ستارگان تا حدودي مي توان تركيب شيميايي مواد سازنده جهان را به دست آورد. و از اين طريق در مورد تركيب كلي زمين نيز نتيجه گيري كرد. پس از وقوع زمين لرزه دو نوع موج دروني و سطح توليد مي شود. امواج دروني خود از دو نوعند :‌ موج طولي يا P و موج عرضي يا S كه اين امواج در مطالعه ي داخل زمين بيشتري كمك را به دانشمندان مي كنند.
سرعت انتشار امواج لرزه اي در سنگها به چگالي و كش ساني (الاستيسيته ) آن ها بستگي دارد ( كش ساني خاصيتي است كه بر اثر آن وقتي يك ماده ي جامد تحت تأثير نيروهاي مخالف قرار مي گرد تغيير شكل و اندازه مي دهد ولي با از بين رفتن خير به حالت اول برمي گردد)
امواج لرزه اي دروني درست مانند امواج نوري، ممكن است ضمن انتشار، منعكس يا منعكس شوند. امواج لرزه اي بر اثر برخورد با سطوح بسياري در درون زمين، مثل سطح بين هسته و گوشته (اتصال گوتنبرگ) يا گوشته و پوسته (انفصال موهو) مي تواند منعكس شوند. انكسار نيز زماني رخ مي دهد كه سرعت امواج لرزه اي در محيط انتقال دهنده ي آنها تغييركند.


خصوصيات و تركيب پوسته

پوسته نسبتاً قشر نازكي در سطح يا بالاترين لايه هاي كره زمين است. ضخامت متوسط پوسته متفاوت و در قاره ها بين 20 تا 60 كيلومتر و در اقيانوسها بين 8 تا 12 كيلومتر است. مرز بين پوسته و گوشته به نام كسي كه اول بار آن را در سال 1910 تشخيص داد انفصال موهورو ويچ يا به اختصار موهو ناميده مي شود.
ضخامت پوسته از جايي به جاي ديگر فرق مي كند، ولي به طور كلي در زير رشته كوههاي قاره ها حداكثر مقدار خود را دارد. ضخامت پوسته در دشت ها كمتر است و در فلات قاره از آن هم كمتر مي شود. نازكترين بخش پوسته را در اقيانوسها، مخصوصاً در نزديكي محور رشته كوه هاي اقيانوسي، مي توان مشاهده كرد.
تركيب پوسته در قاره ها با تركيب آن در اقيانوسها متفاوت است. تركيب شيميايي متوسط پوسته قاره اي مشابه تركيب آندزيت است. بخش هاي رويي پوسته فني از سيليس (Sio2) و آلومين (Al2o3) است.
چگالي سنگهاي قاره اي 2/8/cm 3 و سن قديمي ترين آنها به 8/3 ميليارد سال هم مي رسد. اما چگالي سنگهاي پوسته اقيانوسي حدود 3/g/cm3 است. پوسته ي اقيانوسي،‌اساساً از دو بخش رسوبي (نازك) و بازالتي تشكيل شده است.


خصوصيات و تركيب گوشته

گوشته در زير پوسته قرار دارد و تا عمق 2900 كيلومتري ادامه دارد. دامنه چگالي گوشته از 3/3 گرم بر سانتي متر مكعب در نزديكي پوسته تا 5/5 گرم بر سانتي متر مكعب در نزديك هسته تغيير مي كند.
سرعت امواج p در پوسته بين 6 تا 7 كيلومتر بر ثانيه تغيير مي كند ولي در زير مرز موهو به بيش از 8 كيلومتربر ثانيه مي رسد. تجربيات آزمايشگاهي نشان مي دهد كه در سنگهاي غني از كاني هاي اليوين و پيروكسن مثل پريدوتيت، سرعت امواج لرزه اي بيش از 8 كيلومتر بر ثانيه است. بنابراين تصور مي شود كه اين كاني ها بايد جزء كاني هاي اصلي گوشته باشند. اين نتيجه با اطلاعاتي كه از راه هاي ديگر درباره تركيب گوشته به دست آمده سازگار است. سرعت امواج p و s در نواحي مختلف گوشته بي نظمي هايي نشان مي دهد.
اولين تغيير هم در عمق حدود 70 تا 100 كيلومتري شروع مي شود يعني ازقاعده پوسته تا عمق حدود 100 كيلومتر . سرعت به تدريج از حدود 8 به 3/8 كيلومتر بر ثانيه مي رسد. مطالعات نشان مي دهد كه اين قسمت سخت و سنگي است. اين بخش از گوشته را به همراه پوسته سنگ كره (ليتوسفر) مي گويند، در زير ليتوسفر سرعت امواج زلزله شروع به افت مي كند و كم كم به زير 8 كيلومتر بر ثانيه مي رسد و تا عمق حدود 350 كيلومتر در حد كم باقي مي ماند. اي منطقه را اصطلاحاً « لايه كم سرعت» مي گويند. مواد اين قسمت به نقطه ي ذوب خود نزديك هستند و از اين رو تا حدي سختي خود را از دست داده و نرم شده اند و به همين علت به آن سست كره ( استنوسفر) هم گويند. شواهدي كه نشان دهنده تغييرتركيب شيميايي سنگها در لايه كم سرعت باشد وجود ندارد.
يك توضيح احتمالي براي وجود لايه كم سرعت آن است كه در اعماق حدود 100 تا 350 كيلومتر درجه زمين گرمايي به دماي شروع ذوب سنگهاي گوشته نزديك مي شود در نتيجه سنگها از حالت جامد و سخت فاصله مي گيرند و به حالت خميرسان نزديك مي شوند.
به هر حال ، مقدار مواد مذاب (اگر وجود داشته باشد) بايد خيلي كم باشد؛ چون لايه كم سرعت موج S را عبور مي دهد، در حالي كه اين موج نمي تواند از مايعات عبور كند. بنابراين مي توان گفت سنگها در منطقه كم سرعت به صورت جامد ولي خيلي نزديك به ذوب باقي مي مانند.
لايه ي كم سرعت اهميت زيادي در توجيه نظريه ي زمين ساخت ورقي ( فصل 3) دارد. زيرا در اين نظريه، ورقه هاي تكنونيكي بايد به توانند بر روي يك منطقه تقريباً پلاستيك بلغزند . به علاوه چنان كه مي دانيم ماگماي بازالتي نيز براثر ذوب بخشي سنگها در گوشته فوقاني از اعمال حدود 100 تا 350 كيلومتر منشاء مي گيرد.
با توجه به شكل (4-2) مي بينيم كه در اعماق حدود 400 تا 670 كيلومتر نيز افزايش نسبتاً تندي در سرعت امواج ديده مي شود. بر اساس مطالعات آزمايشگاه اين تغييرات سرعت را ناشي از تغيير فاز ( تغييرات در كاني شناسي يا ساختمان بلورين بدون آن كه لزوماً تغيير در تركيب ايجاد شود) مي دانند

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2385.jpg
در زير عمق 670 كيلومتر فشردگي موجب مي شود كه سرعت امواج لرزه اي به آهستگي و به طور تقريباً منظم تا مرز گوشته – هسته افزايش يابد. در اين قسمت سنگها چگال و بسيار الاستيك اند. به هرحال ماهيت اين لايه خيلي كمتر از لايه هاي فوقاني شناخته شده است.



خصوصيات و تركيب هسته

هسته از زير گوشته تا مركز زمين ادامه دارد. امواج p و s به شدت تحت تأثير مرزي كه در عمق 2900 كيلومتري زمين است قرار مي گيرند. در اين عمق از سرعت موج p شديداً كاسته شده و موج s جذب مي شود. مرز بين گوشته و هسته در اين عمق قرار دارد.
امواج p مي توانند از درون جامدات و مايعات عبور كنند. بنابراين مي توانند از سنگها و نيز ماگما و ديگر سيالات بگذرند، گر چه سرعت آن ها در محيط هاي مختلف تغيير مي كند. در عوض، امواج s نمي توانند از سيالات عبور كنند.
وقتي زمين لرزه ي بزرگي روي مي دهد، در فاصله بيش از 103 درجه از مركز سطحي زلزله، امواج s مستقيماً قابل دريافت نيستند. به عبارت ديگر يك «منطقه سايه» براي موج s از حدود 103 درجه به بعد در آن سوي زمين ايجاد مي شود.
بنابراين بايد گفت كه يك توده ي سيال در درون زمين راه عبور امواج s ‌ را مي بندد. اين توده سيال، هسته خارجي مايع زمين است. اندازه ي هسته ي خارجي با توجه به وسعت منطقه سايه معلوم شده است. هسته ي خارجي يك منطقه سايه حلقه مانند براي موج p نيز ايجاد مي كند

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2386.jpg
منطقه سايه در نواري حدود 103 تا 142 درجه نسبت به مركز سطحي زلزله گسترده است. منطقه سايه موج p ناشي از شكست امواج p در مرز گوشته هسته است.
چنان كه گفتيم امواج لرزه اي مي توانند در مرزهاي بين لايه هاي با خصوصيات لرزه اي متفاوت منعكس شوند. به اين ترتيب است كه وجود هسته داخلي مشخص شده است، بخشي از امواج P ‌ در اثر برخورد با مرز بين هسته ي داخلي و خارجي منعكس مي شود و از آنجا كه سرعت ها در گوشته و هسته خارجي معلوم است، با محاسبه زمانهاي مسير امواج P منعكس شده از هسته ي داخلي مي توان عمق اين هسته را برآورد نمود. سرعت موج P در هسته ي داخلي خيلي بيشتر از هسته خارجي است. از اين مطلب نتيجه گيري مي شود كه هسته ي داخلي زمين بايد جامد باشد، تصور نمي شود كه ما در عميق ترين بخش دروني زمين به همان نسبت كه عمقي خيلي افزايش مي يابد زياد شود، ولي فشار به سوي مركز زمين به تدريج زياد مي شود و در مركز زمين به حداكثر مي رسد. به اين جهت حتي اگر تركيب هسته ي داخلي و خارجي يكسان باشد، هسته داخلي به علت فشارهاي زياد مي تواند به صورت جامد باشد، در حالي كه هسته ي خارجي مايع است.
با مقايسه نتايج حاصل از تجربيات آزمايشگاهي بر روي مواد مختلف تحت فشارهاي فوق العاده زياد، با نتايج اندازه گيريهاي سرعت امواج لرزه اي در هسته ، تصور مي شود كه هسته زمين عمدتاً مخلوطي از آهن و نيكل همراه با مقدار كمي عناصر ديگر باشد.
درهر صورت بعيد به نظر مي رسد كه هسته متشكل از سيليكاتها باشد. يكي ديگر از دلايلي كه وجود آهن و نيكل را در هسته تأييد مي كند تركيب شهاب سنگها است. گمان مي رود كه منشأ شهاب سنگهاي آهني، هسته ي يك سياره اي قديمي باشد كه از هم پاشيده شده و به صورت سيارك ها در آمده است. تمام شهاب سنگهاي آهني حاوي مقداري نيكل نيز مي باشند. به همين جهت گفته مي شود كه در هستهي زمين همراه با آهن، نيكل نيز وجود دارد. وجود ميدان مغناطيسي زمين عامل ديگري بر تأييد اين مطلب است كه هسته ي زمين از آهن و نيكل درست شده است.
برخي از عناصري كه از نظركيهاني فراوان و قابل امتزاج با آهن مذاب اند، مثل سيليسيم فلزي، اكسيژن و گوگرد نيز به عنوان سازندگان فرعي هسته ي خارجي پيشنهاد شده اند.


ميدان مغناطيسي

دانش امروزي ما از منشأ ميدان مغناطيسي زمين، محصول يافته هايي است كه درباره حركت الكترونها در اختيار داريم. فيزيكدانها دريافته اند كه با استفاده از جريان الكتريسته مي توان ميدان مغناطيسي ايجاد كرد و برعكس با حركت دادن يك جسم هادي الكتريسته از درون يك ميدان مغناطيسي جريان الكتريكي به وجود آورد.
دستگاهي كه چنين عملي را انجام مي دهد ديناموي خود القا نام دارد.
زمين را نيز مي توان به يك ديناموي خود القاي غول پيكر تشبيه كرد كه حركت الكترونها در آهن مذاب موجود در هسته ي خارجي آن مولد ميدان مغناطيسي است. زمين، هم در گردش وضعي و هم درحركت انتقالي خود پيوسته خطوط نيروي مغناطيسي خورشيد را قطع مي كند. حركت دوراني زمين و همچنين اختلاف دماي هسته ي داخلي و گوشته سبب ايجاد جريانهاي كنوكسيون در آهن مذاب هسته ي خارجي مي شود. از سوي ديگر قطع شدن ميدان مغناطيسي خورشيد توسط آهن مذاب در حال حركت جريان الكتريسته ايجاد مي كند . اين جريانها ميدان مغناطيسي زمين را پديد مي آورند كه خود مولد جريانهاي الكتريكي قوي تر مي شود. اين جريانها هم به نوبه ي خود ميدان مغناطيسي قوي تري را به وجود مي آورند.

وارونگي مغناطيسي:
ميدان مغناطيسي زمين به طور دائم در حال تغيير است. مثلاً موقعيت قطب هاي مغناطيسي زمين نسبت به قطب هاي جغرافيايي آن ثابت نيست و فعلاً ، با سرعت 2/0 درجه در سال، در حال جابجايي است. علاوه بر اين ميدان مغناطيسي زمين در فواصل زماني كه به طور متوسط نيم ميليون سال طول مي كشد، ضعيف مي شود و به تدريج به سمت نابودي مي رود. اما بعد از نابودي، ميدان دوباره شروع به تشكيل مي كند و اغلب ، جهت كنوكسيوني مواد، مخالف جهت قبلي خواهد شد (وارونگي مغناطيسي).
پس مي توان گفت قطبين مغناطيسي شمال و جنوب زمين در طول تاريخ خود صدها و بلكه هزارها بار جابه جا شده اند. نتيجه چنين وارونگي مغناطيسي را نخستين بار در قرن گذشته و در كشور فرانسه دريافتند.
به نظر مي رسد وارونگي مغناطيسي، حاصل تغييراتي است كه در جريانهاي همرفتي (كنوكسيوني) هسته ي خارجي ايجاد مي شود. وقتي مقدار گرماي موجود در درون زمين تغيير كند، جريان هاي همرفتي هم تغيير مي كنند. آشفتگي حاصل از اين جريان تغيير پذير، ممكن است ميدان مغناطيسي زمين را تضعيف يا تقويت كند. مدت زماني كه زمين فاقد ميدان مغناطيسي است، ممكن است چند قرن طول بكشد. يك وارونگي مغناطيسي از يك حالت ناپايدار تا حالت پايدار بعدي – بين 1000 تا 5000 سال طول مي كشد. روشن است كه عقربه ي قطب نما درحالت وارونگي مغناطيسي برعكس حالت امروزي خواهد ايستاد.


نيروي گرانشي

نيروي گرانش يا جاذبه به طور دائم و در همه جاي زمين عمل مي كند ولي شدت آن درجاهاي مختلف متفاوت است.
تغييرات شدت گرانش اطلاعات با ارزشي از ساختمان زمين و تركيب داخل آن، در نقاط مختلف به دست مي دهد.
طبق نظر نيوتن در قانون گرانش عمومي، بين دو جسم به جرم m و ََ m ، صرف نظر از جنس آن ها، همواره نيروي جاذبه (f) وجود دارد. اندازه ي اين نيرو با حاصل ضرب جرم دو جسم نسبت مستقيم و با مجذور فاصله ي آنها از يكديگر نسبت وارون دارد. قانون گرانش عمومي را به صورت F=G mm’/R2 مي نويسند.
(G ثابت جهاني گرانش و مقدار آن m3/kgS2 6/672×10-11 است )
در معادله بالا مي توان به جاي 'm جرم زمين (E) و به جاي m جرم هر جسمي كه در بيرون از زمين قرار دارد و مقدار R را هم فاصله ي جسم تا مركز زمين در نظر گرفت و به اين طريق نيروي گرانش زمين را در هر نقطه اي به دست آورد. مقدار شدت گرانش را توسط ابزاري به نام گراني سنج اندازه گيري مي كنند.
ناهنجاري هاي گرانشي : حتي بعد از در نظرگرفتن تأثير ارتفاع و عرض جغرافيايي محل، هنوز هم ميزان شدت گرانشي در همه جاي زمين مساوي نيست. تفاوت ميان مقدار واقعي شدت گرانش سنجيده شده با مقدار منتظره ي آن در يك نقطه را ناهنجاري گرانشي مي نامند. علت وجود اين ناهنجاري ها، تفاوت در چگالي قسمت هاي داخلي زمين است كه بر مقدار جرم و در نهايت، بر مقدار شدت گرانشي تأثير مي گذارد.


فشار

فشار دروني زمين نسبتاً به آساني قابل برآورد است. فشار هر نقطه، در زير سنگ كره ، با توجه به ضخامت و چگالي سنگ هاي فوقاني تعيين مي شود. چنان كه گفتيم چگالي لايه هاي مختلف را مي توان بر اساس داده هاي امواج لرزه اي به دست آورد. اين موضوع امكان محاسبه فشار را به عوان تابعي از عمق زمين فراهم مي كند.
http://pnu-club.com/imported/2009/04/316.gif

فشار در مركز زمين به بيش از 5/3 ميليون برابر فشار اتمسفر در سطح زمين مي رسد.


دما

دما در پوسته زمين به ازاي هر كيلومتر كه به عمق برويم حدود 30 درجه ي سانتي گراد افزايش مي يابد. البته براي قسمتهاي عميق تر اين روند افزايش كندتر مي شود. زيرا در غير اين صورت به طول مثال در عمق 2800 كيلومتري دما بايد به 8400 درجه سانتي گراد مي رسيد، كه در چنين دمايي سنگ ها ديگر نمي توانند به صورت جامد يا حتي مايع باشند. بنابراين دماي گوشته و هسته بايد خيلي كمتر از اين مقادير باشد.
شواهد نشان مي دهد كه در استنوسفر بايد دما مساوي يا كمي بيشتر از نقطه ذوب سنگها در اين عمق، و در ساير نقاط گوشته زير نقطه ي ذوب سنگها در اين اعماق باشد.
در هسته ي خارجي هم بايد دما بيشتر ازدماي نقطه ذوب آهن در اين فشار و در هسته داخلي برعكس، دما زير نقطه ذوب آهن در اين اعمال باشد.