Внутренние оболочки Земли

Подразделение магматических пород по содержанию кремнезема

Классифакция минералов

Относительная твердость минералов в шкале Мооса

Минерал	Твердость	Минерал	Твердость
Тальк Гипс Кальцит Флюорит Апатит		Ортоклаз Кварц Топаз Корунд Алмаз

 

Если эталонный минерал оставляет царапину на поверхности исследуемого минерала, то твердость последнего меньше твердости эталонного минерала. П л о т н о с т ь. По плотности (массе единичного объёма вещества) минералы подразделяются на легкие (до 2500 кг/м³), средние (2500-4000 кг/м³), тяжелые (4000-8000 кг/м³) и весьма тяжелые (более 8000 кг/м³).

Ученые издавна классифицируют известные им минералы. Первоначально их подразделяли только по внешним признакам. Затем стали использовать химический состав и кристаллическую структуру минералов. Выделяются несколько к л а с с о в минералов.

Класс с а м о р д н ы х э л е м е н т о в включает минералы, состоящие из одного химического элемента и существующие в природе в свободном виде. Это, например, самородное золото, серебро, медь, платина, графит, алмаз, сера и др. Они играют незначительную роль в строении верхней оболочки Земли.

Класс с у л ь ф и д о в (лат. "сулфур" - сера) объединяет соединения различных элементов с серой. На сульфиды и их аналоги в земной коре приходится около 13% всех минералов. Среди них имеются важные минералы. Так, галенит (свинцовый блеск) PbS - свинцовая руда, сфалерит (цинковая обманка) ZnS₂ - руда цинка; пирит (серный колчедан) FeS₂ применяется для производства серной кислоты; халькопирит (медный колчедан) CuFeS₂ является одним из главных источников получения меди.

Чем выше природный кларк химического элемента, тем больше минералов, в состав которых входит этот элемент. Так, кислород встречается почти в половине всех известных минералов.

Около 12% минералов включает класс о к с и д о в и г и д р о к и с и д о в. Это - соединения различных элементов с кислородом. К их числу относится, например, кварц, являющийся окислом кремния (SiO₂ ) и входящий в состав очень многих горных пород. В виде оксидов в недрах находится ряд важнейших рудных минералов. Например, касситерит (оловянный камень) SnO₂ - руда олова, гематит (железный блеск) Fe₂O₃ - важнейшая руда железа и др.

К классу г а л о г е н и д о в (греч. "галс" - соль, "генезис" - происхождение) принадлежат соли хлористо-, фтористо-, бромисто-, йодистоводородных кислот. Минералы этого класса имеют большое практическое значение. Галит (каменная соль) NaCl применяется для получения соляной кислоты, хлора, едкого натра и др.; сильвин KCl - для производства удобрений; флюорит (плавиковый шпат) CaF используется для получения плавиковой кислоты, эмали и глазури, а также в металлургии, оптике и ювелирном деле.

После кислорода второй по распространенности в земной коре химический элемент - кремний. Он содержится более чем в 430 минералах.

Один из важных минеральных классов - с и л и к а т ы (лат. "силициум" - кремний) - кремний-кислородные соединения. Их главным структурным элементом является ионный четырёхвалентный кремнекислородный радикал-тетраэдр [SiO₄]^4- . В центре его расположен ион кремния Si⁴⁺, а в вершинах - четыре иона кислорода O^2- (рис. 4). Тетраэдры соединяются друг с другом по определенным законам: 1) каждый ион кислорода является общим для двух тетраэдров; 2) через ионы кислорода тетраэдры связываются с катионами металлов (образуя "островные" силикаты). Могут быть и комбинации этих двух способов соединения кремнекислородных тетраэдров. Иногда в силикатном тетраэдре четырехвалентные ионы кремния замещаются трехвалентными ионами алюминия Al³⁺. Так образуются алюмосиликаты.

По некоторым подсчетам, силикаты и алюмосиликаты составляют около 25% общего числа минеральных видов в земной коре.

Большое значение имеют такие группы силикатных минералов, как оливины, гранаты, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты и др.

Оливин - это магниево-железистый силикат (MgFe)₂[SiO₄], один из главных минералов мантии Земли. Он используется для изготовления огнеупорных кирпичей, в ювелирном деле и других областях.

Гранаты получили свое название по сходству с цветом мякоти плодов граната. Среди них выделяются: магнезиально-железистый глинозёмистый пироп-альмандин, железисто-марганцевый глинозёмистый альмандин-спессартин, известковый гроссуляр-андрадит, а также титанистый и хромовый гранаты. Они применяются в абразивной и строительной промышленности, в приборостроении, электронике, как полудрагоценные камни и т.д.

Пироксены - важные породообразующие минералы - подразделяются на две подгруппы. Ромбические пироксены - это силикаты магния и железа. А к моноклинным пироксенам относится большая группа силикатов кальция, магния, железа и алюминия.

Амфиболы представлены зелеными, бурыми, черными игольчатыми и волокнистыми кристаллами, входящими в состав магматических и метаморфических горных пород.

Слюды - слоистые алюмосиликаты, расщепляющиеся на чрезвычайно тонкие листочки. Обладают высокими диэлектрическими свойствами и термостойкостью. Различают калиевые (мусковит - бесцветная слюда), литиевые (лепидолит) и мегнезиально-железистые (флогопит, биотит) слюды. Они применяются для производства изоляторов и огнестойких строительных материалов.

Наиболее распространены среди силикатов полевые шпаты. Они представляют собой алюмокремниевые соли калия, натрия и кальция. И по химическому составу подразделяются на две подгруппы. К п е р в о й подгруппе относятся калиево-натровые (щелочные) полевые шпаты. Ко в т о р о й - известково (кальциево)-натровые полевые шпаты, или плагиоклазы. Среди калиево-натровых полевых шпатов наиболее распространены минералы ортоклаз и микроклин. Они имеют одну химическую формулу K[AlSi₃O₈], но отличаются различным строением кристаллов. Ортоклаз (греч. "ортос" - прямой, "клязис" - разлом) при ударе раскалывается по параллельным плоскостям под углом 90°. У микроклина (греч. "микрос" - малый, "клино" - наклоняю) угол между плоскостями раскола (спайности) меньше прямого.

Плагиоклазы (греч. "плягиос" - косой, "клясис" - разлом) представляют собой двойной ряд химических изоморфных смесей (100)Na[AlSi₂O₃]+Ca[Al₂Si₂O₈]. Крайними членами этого ряда являются минералы альбит Na[AlSi₃O₈] и анортит Ca[Al₂Si₂O₈ ]. Угол между плоскостями спайности у плагиоклазов составляют 86-87°.

Полевые шпаты имеют большое практическое значение. Так, ортоклаз и микроклин - ценное керамическое сырье. Плагиоклазы используются в качестве облицовочного камня (лабрадориты) и в ювелирном деле (лунный и солнечный камни), в стекольной, абразивной и электротехнической промышленности.

Важную роль играют такие классы минералов, как фосфаты, карбонаты, сульфаты и др.

Ф о с ф а т ы - это соли фосфорной кислоты. Наиболее распространен среди них минерал апатит Ca₅[PO₄]₃(F,Cl). Он применяется для производства фосфора, фосфорной кислоты, искусственных удобрений.

К а р б о н а т ы являются солями угольной кислоты. Главные их минералы кальцит CaCO₃ , доломит CaMg[CO₃]₂, сидерит FeCO₃, магнезит МgCO₃ и др. Кальцит (известковый шпат) применяется в оптической и химической промышленности, строительстве и других областях. Доломит используется в качестве строительного камня, огнеупорного материала, в химической промышленности. Сидерит (железный шпат) является рудой железа. Магнезит (магнезиальный шпат) применяется для изготовления огнеупорных кирпичей, в абразивной промышленности, строительстве, электротехнике.

К с у л ь ф а т а м - солям серной кислоты - относятся гипс CaSO₄·2Н₂O, ангидрит CaSO₄, мирабилит (глауберова соль) Na₂SO₄ ·10H₂O, барит BaSO₄. Гипс используется в медицине, строительстве, цементной и бумажной промышленности. Ангидрит (безводный сульфат кальция) является сырьем цементной промышленности. Мирабилит применяется для изготовления соды, вмедицине, стекольной и красочной промышленности. Барит (тяжелый шпат) используется в качестве утяжелителя глинистого раствора при бурении глубоких скважин, в медицине, химической, резиновой и бумажной промышленности.

Горные породы

Минералы вступают в различные сочетания друг с другом, образуя г о р н ы е п о р о д ы. Последние по своему происхождению подразделяются на три группы: магматические, осадочные и метаморфические породы.

М а г м а т и ч е с к и е горные породы образуются в процессе остывания расплавленных магм, поднимающихся из глубинных недр Земли к ее поверхности. Породы называются глубинными, или интрузивными (лат. "интрузио" - внедрение), если магма застыла на глубине. А если на земной поверхности, - то излившимися, или эффузивными (лат. "эффузио" - излияние).

Магматические породы состоят преимущественно из силикатов и алюмосиликатов. Наиболее важными их компонентами являются оксиды кремния SiO₂ (кремнезем) и алюминия Al₂O₃ (глинозем). По содержанию кремнезема магматические породы подразделяются на у л ь т р а о с н о в н ы е, о с н о в н ы е, с р е д н и е и к и с л ы е (табл. 2).

Таблица 2

Породы	Содержание SiO2, %	Характерные породы Интрузивные Эффузивные
Ультраосновные Основные Средние Кислые	Менее 40 40-52 52-65 Более 65	Дунит, пироксенит, перидотит Габбро Диорит Гранит, гранодиорит	- Базальт, долерит Андезит Дацит, липарит (риолит)

Название кислые породы (много кремнезема) произведено от слова кремнекислота. Так называют окисел SiO₂ . Основные породы содержат много оснований - Ca, Mg, Fe и др. В природе не известны магматические породы, содержащие SiO₂ меньше 20% и более 85%.

Важнейшими магматическими породами являются дуниты, перидотиты и пироксениты, габбро и базальты, диориты и андезиты, граниты и липариты (риолиты). Дуниты, перидотиты, пироксениты - это преимущественно глубинные магнезиально-железистые породы с незначительным содержанием кремнезема. Они различаются по содержанию минерала оливина: 100-85% - дуниты, 85-70% - пироксеновые оливиниты, 70-30%- перидотиты, 30-10% - оливиновые пироксениты, менее 10% - пироксениты. Роль этих пород в строении Земли велика. Предполагается, что именно они развиты в мантии ниже земной коры. С породами, обогащенными оливином, связаны месторождения алмазов, хромита, золота, платины, никеля и других полезных ископаемых.

Габбро и базальты - основные магматические породы. Они отличаются от ультраосновных пород меньшим содержанием окислов железа и магния и большим содержанием глинозема и кальция. Габбро представляют глубинные образования. Базальты - темно-зеленые или черные силикатные породы, излившиеся на земную поверхность. Они состоят главным образом из основного плагиоклаза, пироксенов и часто оливина и содержат кальций, натрий, магний и железо. Подобные им мелкозернистые породы называются долеритами. Главными минералами габбро и базальтов являются основные плагиоклазы и моноклинные пироксены. С габбровыми породами связаны месторождения железных, титано-железных, титано-ванадиевых и никелевых руд, а также медного и серного колчедана. Базальты используются в каменно-литейной промышленности и как ценный облицовочный, электроизоляционный и кислотоупорный материал.

К группе диоритов-андезитов относятся средние магматические породы. Диориты - глубинные образования. Они состоят из плагиоклаза и амфибола, содержат ромбический пироксен или биотит. Андезиты - их излившиеся аналоги.

Граниты-липариты являются кислыми магматическими породами. Им присуще значительное содержание кремнезема. Глубинные образования - граниты состоят в основном из полевых шпатов (до 70%) и кварца (25-35%). В незначительном количестве присутствуют биотит, амфибол, пироксен. Излившиеся аналоги гранитов называются липаритами, или риолитами (греч. "рео" - теку). С гранитоидными породами связана главная масса рудных месторождений магматического происхождения.

О с а д о ч н ы е горные породы образуются путем переотложения на поверхности Земли или на дне морей, озер и рек продуктов разрушения различных коренных пород. Они покрывают около 75% поверхности континентов. С осадочными горными породами связаны такие важные полезные ископаемые, как нефть и природный газ, уголь, железо, алюминий, золото и др.

В зависимости от происхождения осадочные породы подразделяются на обломочные, глинистые, химические и биохимические.

О б л о м о ч н ы е п о р о д ы - это продукты механического разрушения коренных горных пород. Классификация их исходит из размеров обломков. Более 1 мм -

г р у б о о б л о м о ч н ы е породы. От 1,0 до 0,1 мм – п е с ч а н ы е, 0,1-0,01 мм – а л е в р и т о в ы е фракции.

Обломочные породы бывают р ы х л ы м и и с ц е м е н т и р о в а н н ы м и, у г л о в а т ы м и и о к а т а н н ы м и. Угловатые грубообломочные породы подразделяются на дресву (1-10 мм), щебень (1-10 см) и глыбы (более 10 см). А округленные (окатанные) разности называются соответственно гравием, галькой и валунами. Те же породы могут быть представлены монолитной (сцементированной) минеральной массой. В этом случае они называются брекчией, если состоят из угловатых обломков, или гравийным конгломератом, конгломератом и валунным конгломератом, если состоят соответственно из гравия, гальки и валунов.

Рыхлые песчаные породы - это пески, сцементированные - песчаники. По величине обломочных зерен они делятся на к р у п н о з е р н и с т ы е (1,0-0,5 мм), с р е д н е з е р н и с т ы е (0,5-0,25 мм) и м е л к о з е р н и с т ы е (0,25-0,1 мм).

Алевриты - рыхлые разности алевритовых пород. Их сцементированные аналоги называются алевролитами.

Глинистые породы состоят из мельчайших минеральных частиц размерами менее 0,01 мм и содержат свыше 30% тонкодисперсных (лат. "дисперсио" - рассеяние) частиц менее 0,001 мм. По минеральному составу глины резко отличаются от типичных обломочных пород. Их главные составные части - кремнезем и глинозем. Наиболее распространенными глинистыми минералами являются каолинит, гидрослюды, монтмориллонит. По преобладанию одного из них глины получают свое название.

Глины обладают пластичностью и низкой водопроницаемостью. Это обусловливает их роль как водоупорных горизонтов подземных вод. Сильно уплотненные глины, не размокающие в воде, называются аргиллитами (греч. "аргиллос" - глина, "литос" - камень).

Химические и биохимические породы образуются в результате химических реакций или выпаривания, либо при косвенном участии биологических организмов. А также при концентрации их тел и скелетов. К числу пород данной группы относятся: алюминиевые (латериты, бокситы), кремнистые, фосфатные (фосфориты), железистые (бурые железняки), а также карбонатные (известняки, мергели, доломиты), галоидные (галит), сульфатные (гипс, ангидрит) породы и каустобиолиты (торф, бурые и каменные угли, горючие сланцы, озокерит и др.).

Иногда в группу осадочных пород включают также вулканогенно-обломочные, или пирокластические (греч. "пир" - огонь, "клястикос" - раздробленный), породы. Это обычно вулканические туфы, возникающие в результате отложения твердых продуктов вулканических извержений.

М е т а м о р ф и ч е с к и е (греч. “метаморфосис” - превращение) горные породы образуются в процессе глубокого преобразования осадочных и магматических пород. Происходит это на значительных глубинах под воздействием огромных давлений и высоких температур. Или на контакте расплавленных магматических интрузий с холодными вмещающими породами вследствие привноса в исходную породу извне высокотемпературных газов и водных растворов.

Метаморфические породы отличаются от исходных пород минералогическим составом. Кроме того, под влиянием повышенного давления исходная порода приобретает новые текстурные признаки, например, сланцеватость и др. Текстура (лат. "текстура" - ткань, строение) характеризует взаимное расположение и ориентировку минеральных агрегатов. А под воздействием высокой температуры исходная порода перекристаллизовывается.

К числу наиболее распространенных метаморфических пород относятся глинистые сланцы, гнейсы, кварциты, мраморы, серпентиниты, скарны, роговики.

Г л и н и с т ы е с л а н ц ы - это породы, образовавшиеся вследствие уплотнения глин. Г н е й с ы - сильно метаморфизованные осадочные и магматические породы разнообразного состава. Они обладают сланцеватой, ленточной, очковой или другой текстурой.

К в а р ц и т ы - метаморфизованные кварцевые пески и песчаники. Железистые кварциты (джеспилиты) являются важной железной рудой.

Метаморфизованные известняки называются мраморами. А в результате метаморфизации ультраосновных пород образуются серпентиниты. Для них характерна зеленая пятнистая окраска.

При взаимодействии высокотемпературных магматических растворов с вмещающими осадочными породами образуются скарны и роговики. Этот процесс называется контактным метаморфизмом. Он происходит в широком диапазоне глубин.

С к а р н ы возникают в зоне контакта магмы с карбонатными и силикатными породами. Они состоят в основном из пироксенов и гранитов, иногда с примесью эпидота, актинолита и разнообразных рудных минералов (железа, меди, свинца, цинка, золота, олова, вольфрама, молибдена и др.). Со скарнами связаны различные рудные месторождения: железные, медные, свинцово-цинковые, вольфрамовые, молибденовые, золотые, кобальтовые, мышьяковые, оловянные и др. Роговики образуются в результате метаморфизации песчано-глинистых пород. В состав роговиков входят различные минералы: кварц, слюда, часто полевые шпаты, гранат, андалузит, силлиманит и др.

Прямые свидетельства глубинного строения земных недр относятся к небольшим глубинам. Они получены в процессе изучения естественных разрезов (обнажений) горных пород, разрезов карьеров, шахт и буровых скважин. Самая глубокая в мире скважина на Кольском полуострове углубилась в недра на 12 с небольшим километров. Это составляет всего лишь 0,2% радиуса Земли. Продукты вулканических извержений дают возможность судить о температурах и составе вещества на глубинах 50-100 км. Однако, несмотря на это, благодаря достижениям научно-технического прогресса, мы уже многое знаем о глубинном строении земных недр.

В 80-е гг. ХIХ в. австрийский геолог Эдуард Зюсс (1831-1914) высказал мысль о том, что Земля, подобно луковице, состоит из концентрических оболочек и плотного ядра. Данные сейсмологии подтвердили это.

Сейсмическая модель Земли. Австралийский сейсмолог К.Буллен, основываясь на скорости распространении сейсмических волн, разделил земные недра на ряд "слоёв", обозначенных заглавными буквами латинского алфавита: A, B, C, D, E, F, G (рис. 5). Получилась сейсмическая модель Земли. В этой модели слой A (0-35 км) - земная кора. Слои B (35-400 км) и C (400-1000 км) соответствуют верхней мантии; слой D (1000-2900 км) - нижней мантии. Слои E (2900-4980 км), F (4980-5120 км) и G (5120-6371 км) образуют ядро Земли.

З е м н а я к о р а - это верхняя твердая каменная оболочка Земли. Ее толщина составляет 5-7 км в океанах , 35-40 км на равнинных территориях континентов и до 50-70 км под горными сооружениями. Объём земной коры составляет 1,5% объёма всей Земли. Скорость прохождения в земной коре продольных сейсмических волн достигает 6,5-7,2 км/с, поперечных волн - 3,7-3,8 км/с.

При переходе к слою B скорость распространения продольных волн скачкообразно измененяется до 8,0-8,2 км/с. Первым эту сейсмическую границу установил хорватский геофизик Андрия Мохоровичич, изучивший в 1909 г. сейсмограмму сильного Балканского землетрясения. Он обратил внимание на то, что на глубине 30 км скорость сейсмических волн существенно возросла. Этот сейсмический раздел и был принят за нижнюю границу земной коры. Впоследствии эта граница получила название раздела Мохоровичича (или коротко - Мохо, или M).

В земной коре материков по скорости распространения сейсмических волн выделяют три "слоя": верхний - осадочный, средний - гранитный и нижний - базальтовый (рис. 6). Они различаются физическими свойствами, химическим и минеральным составом.

Единого мнения о химическом составе земных недр среди ученых не существует. Но на основании косвенных данных предполагается, что базальтовый и гранитный слои представлены не только базальтами и гранитами, но и другими магматическими и метаморфическими породами.

"Базальтовый" слой назван так потому, что скорости прохождения через него продольных сейсмических волн (6,5-7,2 км/с) соответствуют полученным в лабораторных условиях скоростям упругих колебаний в базальтах.

В "гранитном" слое скорость продольных сейсмических волн (5,5-6,3 км/с) совпадает со скоростью упругих колебаний, полученных для гранитных пород. Осадочный слой сложен продуктами разрушения пород "гранитного" слоя и самого осадочного слоя. Он покрывает почти всю поверхность Земли и представлен песчаниками, глинами, известняками и другими осадочными породами. Скорость распространения продольных сейсмических волн в осадочном слое составляет 2,0-5,5 км/с. На континентах в глубоких впадинах его мощность (толщина) достигает 20- 25 км (например, Прикаспийская впадина). Толщина “гранитного" слоя достигает в среднем 15 км. В некоторых районах, например на Кольском полуострове в России, в Финляндии и др., "гранитный” слой выходит на дневную поверхность и доступен для непосредственного изучения. Базальтовый слой, по оценкам, достигает 20-35 км.

Существуют резкие различия в мощности, составе, строении и возрасте земной коры континентальных и океанических областей.

В океанах мощность земной коры достигает 5-9 км. Здесь выделяют три “слоя”.

О с а д о ч н ы й слой состоит из неуплотненных осадков мощностью до 1 км. Скорость распространения продольных сейсмических волн в них достигает 2,0-2,5 км/с. В т о р о й слой, вскрытый под осадочным покровом бурением, сложен базальтами с прослойками карбонатных и кремнистых пород. Его мощность составляет 1-3 км. Скорость распространения продольных сейсмических волн 3,5-4,5 км/с. Образцы горных пород нижнего слоя отобраны со дна океана драгами. Этот слой представлен основными магматическими породами (габбро) с подчиненными ультраосновными породами (серпентиниты, пироксениты). По сейсмическим данным, его мощность составляет 3,5-5,0 км. Скорость продольных сейсмических волн 6,3- 6,7 км/с. "Гранитный" слой в разрезе земной коры океанов отсутствует (рис. 6).

Толщина базальтового слоя в океанах не превышает 5,0-6,0 км. Верхняя часть его вскрыта рядом глубоких скважин. В нескольких местах бурением обнаружено переслаивание базальтов и затвердевших осадков.

М а н т и я З е м л и распространяется до глубин 2900 км и составляет 82,3% объема Земли. О ее строении и составе могут быть высказаны лишь гипотетические предположения. Они основаны на сейсмологических данных и материалах экспериментального моделирования физико-химических процессов, происходящих в недрах при высоких давлениях и температурах. Скорость продольных сейсмических волн в мантии нарастает до13,6 км/с, поперечных - до 7,2-7,3 км/с (рис. 7).

Считается, что верхняя мантия сложена ультраосновными породами, главным образом перидотитом. Перидотит на 80% состоит из минерала оливина (Mg,Fe)₂ [Sio₄] и на 20% из пироксена (Mg,Fe)₂[Si₂O₆]. По мнению некоторых ученых, резкое изменение плотности на границе земной коры и мантии связано с изменением химического состава вещества: переходом базальтов земной коры в перидотиты верхней мантии. Другие ученые предполагают изменение на этой границе не химического состава, а агрегатного состояния горных пород. Они считают, что ниже раздела Мохо базальты земной коры переходят в эклогиты. Это породы, близкие базальтам по химическому составу, но в значительной степени метаморфизованные, более плотные и обогащенные гранатом. Возможность подобного метаморфоза подтверждается следующим примером. Углерод, из которого делаются грифели для карандашей, представляет собой простой графит пока его плотность составляет 2 т/м³. Но тот же углерод на больших глубинах, в условиях огромных давлений и температур, претерпевает фазовый переход, уплотняется до 3,5 т/м³ и переходит в алмаз.

В 1914 г. американский геолог Джозеф Баррел высказал идею, что в мантии существует пластичная оболочка, сложенная разогретым веществом. Он назвал ее "астеносферой" (греч. "астенос" - слабый, "сфера" - шар).

В 1926 г. немецкий геофизик Бено Гутенберг (1889-1960), изучая прохождение сейсмических волн, установил, что в верхней мантии, действительно, существует зона, где скорость поперечных волн уменьшается на 3-5%. Ее стали называть астеносферой. Предполагается, что доля расплавленных пород в ней, возможно, составляет всего 1-3%. Но благодаря этому, астеносфера обладает пластичностью, меньшей вязкостью, текучестью. Получены указания на то, что это не сплошная оболочка, а отдельные прерывистые астенолинзы. Под континентами астеносфера залегает на глубине 150 км, под океанами – 15-150 км.

Залегающую выше астеносферы твердую плотную оболочку (включая земную кору) стали называть, как это предложил Дж.Баррел, литосферой (греч. "литос" - камень).

Я д р о З е м л и подразделяется на внешнее - слой E (2900-4980 км), переходную зону - слой F (4980-5120 км) и внутреннее ядро - слой G (до 6371 км). Ядро составляет 16,2% ее объёма и 1/3 массы. Оно, видимо, сжато у полюсов на 10 км. На границе мантии и ядра (2900 км) происходит скачкообразное понижение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с. Поперечные волны ниже этой границы раздела не проникают. Ядро не пропускает их сквозь себя. Это дало повод сделать вывод, что во внешней части ядра вещество находится в жидком (расплавленном) состоянии. Ниже границы мантии и ядра скорость продольных волн вновь нарастает - до 10,4 км/с. На границе внешнего и внутреннего ядра (5120 км) скорость продольных волн достигает 11,1 км/с. А потом до центра Земли почти не изменяется.

На этом основании предполагается, что с глубины 5080 км вещество ядра вновь приобретает свойства очень плотного тела, и выделяется твердое внутреннее "ядрышко" с радиусом 1290 км. По мнению одних ученых, земное ядро состоит из никелистого железа. Другие утверждают, что железо, кроме никеля содержит примесь легких элементов - кремния, кислорода, возможно, серы и др.