Лекции.Орг


Поиск:




Фізичні властивості та хімічний склад Землі




Розділ 2. Відомості про сонячну систему та Землю

Земля – це одна з дев’яти планет Сонячної системи, яка, в свою чергу, є складовою безмежного Всесвіту. Щоб зрозуміти загальні закони розвитку Землі в цілому і земної кори зокрема, необхідно скласти собі уявлення про її хімічний склад і фізичний стан на стадії зародження і про закономірності їх зміни впродовж існування нашої планети. Відповідь на ці запитання слід шукати шляхом вивчення інших планет Сонячної системи, які знаходяться на різних стадіях планетарного розвитку. Разом з тим, порівняння будови та особливостей розвитку Землі і інших планет дає можливість не тільки встановити загальні для цих об’єктів закони еволюції, але й виявити притаманні тільки нашій планеті властивості. Це допоможе відповісти на низку питань, пов’язаних з зародженням і розвитком життя на Землі, а також, що є дуже важливим на поточний момент, дасть можливість прогнозувати подальший розвиток живої і неживої матерії на планеті під впливом інтенсивного розвитку техногенезу.

Сьогодні вже доведено, що Сонце, Місяць та інші космічні тіла в тій чи іншій мірі впливають на земні геологічні процеси. Сонячна енергія приводить в дію повітряні та водні течії, від неї залежить існування життя на Землі, вона визначає кліматичні умови тощо. Сонячне та місячне притягання викликає припливи та відливи води в океанах і морях, а також впливають на рухи речовини в астеносфері та надрах Землі. Падіння метеоритів і інших космічних тіл спричиняє утворення на поверхні Землі ударних кратерів, а спалахи на Сонці обумовлюють виникнення магнітних бур. Існують також обґрунтовані припущення, що періодичні зміни в характері протікання геологічних процесів прямо або побічно зв’язані з обертанням Землі і всієї Сонячної системи в Галактиці. Ось чому так важливо, перш ніж перейти до розгляду безпосередньо питань геології, познайомитися із загальними особливостями будови Сонячної системи і гіпотезами її виникнення.

 

Будова Сонячної системи

 

 

Центром Сонячної системи є Сонце, що знаходиться в межах однієї з спіральних гілок великого скупчення зірок, яке називається Галактикою Молочного Шляху. Діаметр нашої Галактики становить біля 100 тис. світлових років (світловий рік – це відстань, яку світло проходить протягом одного року і рівна приблизно 9,6•1012 км). До складу Галактики входить біля 100 мільярдів зірок і Сонце, яке розташоване ближче до центру Молочного Шляху та обертається разом з іншими зірками навколо центру Галактики. Період обертання складає біля 200 млн. років.

Сонце — це розжарена плазмова куля, яка знаходиться на середній стадії зоряної еволюції. Температура в його середині досягає 10∙106-15∙106 градусів за Кельвіном і підтримується за рахунок енергії, що виділяється при ядерних реакціях. Сучасна наука свідчить, що Сонце складається на 70% з водню та 27% з гелію, сума інших хімічних елементів становить лише 2,5%. Зовнішня оболонка Сонця називається сонячною короною (рис. 2.1). В її межах температура досягає 106-107 градусів за Кельвіном. Характерною особливістю корони є те, що вона випромінює потік іонізованих частинок, які утворюють так званий сонячний вітер, і забирають з собою значну частину енергії Сонця.

Загальна протяжність Сонячної системи становить біля 40 астрономічних одиниць (астрономічна одиниця — це середня відстань від Землі до Сонця, рівна 149500000 км). Довкола Сонця обертається ще дев’ять планет: Меркурій, Венера, Земля, Марс, Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун і Плутон. За масою, щільністю та іншими параметрами вони поділяються на дві групи: внутрішні, або планети земної групи, до якої входять Меркурій, Венера, Земля та Марс, і зовнішні, або планети-велити – Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун і Плутон. Між першою та другою групами планет знаходиться так званий пояс астероїдів (рис. 2.2).

Внутрішні планети характеризуються незначними розмірами, високою щільністю, малою швидкістю обертання навколо осі та невеликою масою (табл. 2.1). Першою від Сонця серед планет цієї групи є Меркурій (рис. 2.3). Його поверхня (дані американської автоматичної міжпланетної станції “Марінер-10”) пориста та покрита кратерами; спостерігаються також крупні лінійні структури, приурочені до розломів. Ця планета володіє сильно розрідженою атмосферою, складеною гелієм, неоном та аргоном. Походження атмосфери пов’язують з активною дією на планету сонячного вітру і, можливо, з дегазацією її твердих оболонок.

Меркурій характеризується слабким магнітним полем і його поверхня, як найближчої до Сонця планети, протягом дня нагрівається до 430оС, в той час, як на нічній стороні планети температура різко падає до –130 оС.

Венера — друга від Сонця і найближча до Землі за розмірами та масою планета (рис.2.4). Вона володіє потужною атмосферою, складеною на 97% вуглекислим газом, у якій у вигляді хмар плавають скупчення крапель сірки і сірчаної кислоти. Така атмосфера створює сильний парниковий ефект, завдяки якому температура поверхні планети досягає 467 оС, що і спричиняє випаровування сірки. Тиск на поверхні становить 90 атмосфер.

Рельєф Венери в значній мірі розчленований. Перепади висот досягають15,5 км. Біля 1/6 частини поверхні займають пониження, які зіставляються з океанічними басейнами Землі та місячними “морями”. Вони складені базальтовими покривами, вік яких за побічними даними становить 0,5-1,0 млрд. років. Іншу частину площі поверхні складають горбисті рівнини та підвищення – “континенти”. Окрім цього, виділяються крупні – (2000 x 2000 км) вулканічні масиви та гірські хребти протяжністю в сотні кілометрів. Вони здіймаються на 7-8 км над середнім рівнем поверхні.

 

Таблиця 2.1.

Характеристика планет Сонячної системи

 

Планети Радіус (по відношенню до земного) Щільність, г/см3 Маса (по відношенню до маси Землі) Склад атмосфери Період обертання навколо осі Період обертання по орбіті Кількість супутників Відстань від Сонця, а.од.*
Меркурій 0,39 5,42 0,04 He 59 діб 88 діб 0,39
Венера 0,97 5,11 0,81 СО2 доби 224,7 доби 0,72
Земля   5,51 1,0 N, O, CO2, Ar 23 год., 53 хв. 365, 3 доби   1,0
Марс 0,53 3,95 0,11 СО2, N, Ar, 24 год., 37 хв., 29 сек. 1,9 років   1,52
Юпітер 10,95 1,3 316,94 NH3, CH4, H 9 год., 50 хв. 11,86 років   5,20
Сатурн 9,02 0,69 94,9 NH3, CH4, 10 год., 14 хв. 29,45 років   9,54
Уран 4,00 1,56 14,66 СН4 10 год., 49 хв. 84 роки   19,19
Нептун 3,92 2,27 17,16 СН4 15 год., 40 хв. 164,8 років   30,07
Плутон 0,46 4,00 0,7 Ne 6,4 доби 250,6 років   39,52

а.од.* – астрономічна одиниця, яка дорівнює 149 500 000 км.

 

 

Венера характеризується дуже повільним осьовим обертанням (117 земних діб) і саме цим вчені пояснюють її слабке магнітне поле. Слід також зазначити, що ця планета обертається в зворотному напрямку по відношенню до свого руху навколо Сонця і обертання інших планет (за винятком Урану).

Наступною планетою від Сонця є Земля (рис. 2.5). Вона більша за Венеру, а також характеризується більшою масою та періодом обертання навколо Сонця і набагато більшою швидкіс тю осьового обертання. Повний оберт навколо Сонця Земля здійснює протягом 365,26 діб, рухаючись по слабо витягнутій еліптичній орбіті, близькій до кола радіусом 149,5 млн. км. Стиснення еліпса називається ексцентриситетом, величина якого визначається як відношення відстані між центром еліпса та одним з фокусів (c) до довжини великої півосі (a) (рис. 2.6). Для Землі с складає 2,6 млн. км, а – 149,5 млн. км, а ексцентриситет – 0,017. В найбільш віддаленій точці орбіти – афелії Земля знаходиться більш ніж на 5 млн. км дальше від Сонця, ніж у точці найбільшого наближення до Сонця – перигелії. Стиснення земної орбіти не постійне і приблизно через 200 тис. років ексцентриситет орбіти Землі змінюється від 0,003 до 0,078. Такі періодичні зміни стиснення орбіти Землі є однією з причин коливання середньорічної температури.

Повне обертання навколо своєї осі Земля здійснює за 23 години 56 хвилин і 6 секунд. Вісь обертання утворює з площиною орбіти кут рівний 66о33΄. Проте ця величина непостійна. З періодом в 26 тис. років вісь Землі здійснює повільне дзигоподібне обертання по конічній поверхні відносно перпендикуляра до площини орбіти (рис. 2.6. В). Ці рухи осі називаються прецесією.

Кут нахилу осі обертання Землі обумовлює відмінності кліматичних умов у північній та південній півкулях планети, при цьому ці відмінності періодично компенсуються прецесією. З періодом близько 80 тисяч років кут нахилу осі обертання Землі змінюється від 63,5о до 68,5о, що спричиняє періодичні зміни кліматичних поясів на планеті.

Місяць, як єдиний природний супутник Землі, завдяки досить високому ступеню вивченості серед інших космічних тіл, є важливим об’єктом порівняльно-планетологічних досліджень. Він значно менший за розмірами від нашої планети, характеризується повільним осьовим обертанням (29,5 земних діб), зовсім позбавлений атмосфери. Температура поверхні змінюється від +115 оС на освітленій Сонцем стороні до –135 оС на протилежній. Магнітне поле дуже слабке, але за результатами вивчення зразків місячних порід можна вважати, що в минулому воно було набагато сильнішим. У рельєфі виділяються позитивні та негативні форми, які за аналогією з Землею, називають континентами і морями. Перші займають біля 84% поверхні Місяця і помережені ударними кратерами, які є результатом падіння великих метеоритів (рис.2.7).

Місячні моря представлені рівнинами, складеними покривами базальтів, подібних до земних. Вік місячних порід становить 4,2-3,1 млрд. років.

Замикає групу внутрішніх планет Сонячної системи планета Марс (рис. 2.8). Її діаметр приблизно вдвоє менший земного, а маса складає 0,38 маси Землі. Осьове обертання приблизно дорівнює земному і становить 24 години 37,4 хвилини. Марс, подібно до Землі, характеризується нахилом екватора до площини орбіти, що обумовлює на ньому зміни пір року. У зимовий час в полярних областях утворюються снігові шапки, сніг складається з води та вуглекислоти. Проте тривалість сезонів на Марсі вдвічі довша земних оскільки марсіанський рік складає 687 діб. Для цієї планети властива дуже розріджена атмосфера, яка складається на 95% з вуглекислого газу, 0,02% припадає на азот, аргон і кисень, а решту складає водяна пара. Температура поверхні Марса змінюється від -28 до -139 оС, що сприяє широкому поширенню на планеті вічної мерзлоти. Проте, за результатами дешифрування космічних знімків поверхні планети, в рельєфі Марса чітко виділяються форми, які нагадують пересохлі русла, що свідчить про можливе існування в минулому на планеті річок з живою водою. Окрім того на Марсі спостерігається рух повітряних мас, що нагадують земні вітри, які спричиняють великі куряви.

Рельєф Марса характеризується сильною розчленованістю, перепад абсолютних відміток досягає 27 км. Як і на Місяці, на поверхні цієї планети є материки і океани. Вигляд перших визначає велика кількість ударних кратерів, рівнин, скупчень вулканічних споруд, а також гірських масивів, що піднімаються на висоту до 12 км над середнім рівнем поверхні планети. Серед різноманіття рельєфних форм виділяються велетенські рифтові долини, які переходять у каньйони глибиною до 10 км, що приблизно вдвічі-втричі перевищує земні масштаби подібних споруд.

Зовнішні планети, або планети-велити, характеризуються великими розмірами, низькою щільністю, значною масою та високими швидкостями обертання (табл. 2.1), що зумовило їх сильне сплюснення біля полюсів. До цієї групи, як вже зазначалось, входять Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун і Плутон.

З планет-велетів найбільш вивченим є Юпітер ( рис. 2.9), об’єм якого в 1000 разів більший за об’єм Землі, а маса в 300 разів перевищує земну. Згідно з даними автоматичних міжпланетних станцій, Юпітер характеризується наявністю потужної (10-15 тис. км) атмосфери з температурою біля поверхні планети -130 °С. Однією з особливостей Юпітера є глибока щільна хмарність широтного простягання, яка повільно впродовж 9-10 років змінює свою форму. Низька щільність планети дозволяє передбачати, що вона на 80% складається з твердих газів, але, мабуть, має мінеральне ядро.

Юпітер володіє потужним магнітним полем з полярністю, протилежною полярності земного поля. Окрім цього, встановлено, що він випромінює тепло (вдвічі більше ніж отримує від Сонця) і характеризується значним радіоактивним випромінюванням. Ця планета має 17 супутників, разом з якими складає невелику планетну систему. Маси супутників близькі до маси Місяця, а один з них, Ганімед, навіть перевищує за масою планету Меркурій. Деякі з супутників володіють власними атмосферами.

Характерною особливістю Юпітера є так звана Червона Пляма, яка має форму еліпса довжиною до 40 тис. км. Вважається, що це гігантське атмосферне завихрення. В його межах виявлена довга жовта хмара, яка рухається проти годинникової стрілки та здійснює повний оберт майже за 6 земних діб.

Другою з планет-велетів є Сатурн, довкола якого обертається 16 супутників та 5 своєрідних кілець (рис.2.10). Ця планета, як і Юпітер, має потужну атмосферу, в якій спостерігаються численні завихрення та червоні плями. Одне із завихрень досягає в поперечнику 12 тис. км. Як і Юпітер, Сатурн випромінює теплової енергії втроє більше, ніж отримує від Сонця. Як свідчать результати вивчення Космосу, кільця Сатурна та інших планет-велетів складаються з дрібних (до 10-15 м в діаметрі) твердих кам’яних і крижаних тіл.

З планет-велетів Сонячної системи найменше вивчені Уран, Нептун і Плутон. Вважається, що ядра цих планет складені кам’яним матеріалом та кригою, а зовнішні оболонки – легкими газами, серед яких переважають водень і гелій з невеликими домішками метану та аміаку. Як і інші планети-велити, Уран, Нептун і Плутон також мають велику кількість супутників.

Між планетами зовнішньої та внутрішньої груп, а точніше між Марсом та Юпітером, знаходиться пояс астероїдів (рис. 2.2), який являє собою скупчення малих планет. На сьогодні відкрито біля 2000 астероїдів. Розмір найбільшого з них, відомого під назвою Цецера, складає 1003 км в поперечнику, а діаметр найменших не перевищує 1 км.

Астероїди дещо відрізняються від інших тіл Сонячної системи. Відмінність полягає, по-перше, в тому, що для них характерна неправильна кутаста форма на відміну від планет і їхніх супутників, які мають сфероїдальний вигляд; по-друге, астероїди займають близькі орбіти, розташовані на місці планетарної. Більшість з них рухається по кругових орбітах у тому ж напрямку, що і планети. Площини орбіт астероїдів близькі до площини екліптики, тобто площини сонячного екватора.

Вивчення астероїдів дозволило вченим зробити висновок, що вони, вірогідно, є уламками десятої планети Сонячної системи – Фаетона, яка була зруйнована внаслідок космічної катастрофи.

Окрім планет та астероїдів до складу Сонячної системи входять також комети та метеорити.

Комети – це невеликі космічні тіла, які рухаються по дуже витягнутих еліптичних орбітах, періодично наближаючись до Сонця та віддаляючись від нього за межі орбіти Плутона. Вони складаються зі зцементованого льодом каміння та газів, зокрема аміаку, метану, водню та інших. В цілому, за складом комети близькі до планет-велетів і особливо їх супутників. При наближенні до Сонця вони світяться завдяки віддзеркаленню сонячного світла, а під дією сонячного вітру частина матеріалу випаровується та відштовхується в напрямку Сонця, що призводить до утворення хвостів комет довжиною в мільйони кілометрів (рис.2.11).

Метеорити – це кам’яні або залізні заокруглено-кутасті уламки (рис. 2.12), які нерідко падають на поверхню планет, залишаючи слід у вигляді ударних кратерів. У випадку щільної атмосфери планет, прикладом яких може бути Земля або Венера, більшість метеоритів, входячи в атмосферу, від тертя розігріваються та випаровуються, при цьому спостерігається яскраве свічення — це метеори.

До складу метеоритів входять, практично, всі відомі на Землі хімічні елементи та їх ізотопи. В залежності від складу, метеорити поділяються на три групи: залізні, залізо-кам’яні та кам’яні (рис. 2.12). Залізні метеорити окрім заліза містять в своєму складі від 5 до 16% нікелю. Серед залізо-кам’яних метеоритів розрізняють метеорити, які складаються із заліза та домішок силікатів, і метеорити, в складі яких переважають силікати, а залізо знаходиться у вигляді домішок. Найбільш поширеними та різноманітними за складом є кам’яні метеорити: серед них виділяють хондрити, вуглецеві хондрити та ахондрити. Перші складені з агрегатів дрібних силікатних кульок (хондрул) і за хімічним та мінеральним складом близькі до земних мантійних порід. Вуглецеві хондрити характеризуються наявністю складних сполук вуглецю та води. Ахондрити являють собою крупнокристалічні агрегати, близькі за хімічним складом до земних базальтів і ультраосновних порід.

Таким чином, Земля як складова частина Сонячної системи, має багато спільного з іншими космічними тілами і вивчення будови та складу нашої планети дозволяє більш повно пізнавати Космос, а знання законів його розвитку дає можливість робити обгрунтовані висновки стосовно еволюції Землі, що має велике значення для забезпечення життєдіяльності людства в майбутньому.

 

Форма та розміри Землі

 

 

Питання форми та розмірів Землі цікавило людство ще з часів глибокої давнини. На його вирішення було потрачено не одне століття. Істина виборювалася поступово і у важкому протистоянні з різними, в тому числі і релігійними, забобонами. Сьогодні вже ніхто не сумнівається, що Земля за своєю формою подібна до кулі та інших планет Сонячної системи. Проте цей шлях пізнання вимагав тривалого часу і, відповідно, розвитку науково-технічного прогресу. Лише в XVII—XVIII століттях, коли для вивчення розмірів Землі почали застосовувати точні методи вимірювання (триангуляція), було встановлено, що наша планета не є ідеальною кулею, оскільки полярний та екваторіальний радіуси відрізняються за своєю довжиною більше ніж на 21 км. Це дозволило зробити висновок про сплющеність Землі по осі її обертання і підтвердило зроблене ще на межі XVII і XVIII століть І. Ньютоном теоретичне обґрунтування такого явища. Цей дослідник також вперше пояснив роль гравітації та відцентрової сили у формуванні фігури Землі. Пізніше результатами вимірювання величин дуг меридіанів та паралелей, виконаних в різних країнах, було встановлено, що Земля стиснена не тільки на полюсах, але і по екватору: найбільший і найменший екваторіальні радіуси відрізняються за довжиною на 213 м. Така форма Землі нагадує трьохосний еліпсоїд, або сфероїд.

Уявлення про Землю як про еліпсоїд (або сфероїд) в принципі вірні, але насправді поверхня Землі більш складна. Найбільш близькою до сучасної фігури Землі є фігура, яка дістала назву “геоїд”, що в перекладі означає “землеподібний”.

Геоїд – це уявна поверхня, по відношенню до якої сили тяжіння направлені перпендикулярно в будь-якій точці Землі. В межах акваторій океанів вона співпадає з поверхнею води, яка знаходиться в стані спокою. На суходолі лінія геоїда відхиляється в той або інший бік так, щоб вона залишалася перпендикулярною до напрямку вектора сили земного тяжіння. Іншими словами, геоїд – це вирівняна поверхня гравітаційного потенціалу, яка співпадає з поверхнею води в океанах, тобто поверхнею “рівня моря” від якої ведеться відлік висотних відміток місцевості. Поверхні геоїда і сфероїда завдяки різниці в розподілі мас Землі, що спричиняє аномалії сили тяжіння, не співпадають і розходження між ними місцями складає близько 100-150 м (рис. 2.13).

 

Рис. 2.13. Поверхня рельєфу (фізична поверхня), сфероїда та геоїда

 

Форма та розміри Землі були математично обґрунтовані геодезистом О.О.Ізотовим у 1940 р., а змодельована ним фігура, на честь відомого радянського геодезиста Ф.М. Красовського була названа еліпсоїдом Красовського. На сьогоднішній день параметри еліпсоїда Красовського підтверджені сучасними методами досліджень, у тому числі з залученням даних штучних супутників Землі, і складають:

– екваторіальний радіус – 6378,254 км;

– полярний радіус – 6356,863 км;

– полярне стиснення – .

За цими параметрами, були обчислені площа поверхні Землі – 510 млн. кв. км, її об’єм – 1,083 × 1012 км3 і маса – 5,976 × 1027 г.

Для Землі властива непостійна швидкість обертання навколо своєї осі. Розрізняють три типи зміни величини кутової швидкості: вікове сповільнення, нерегулярні стрибкоподібні зміни та періодичні коливання.

Вікове сповільнення, як вважають вчені, зумовлене діями місячного та сонячного притягання, які спричиняють припливи та відпливи на Землі, а також, деякою мірою, можуть впливати на перерозподіл мас в надрах планети.

Нерегулярні зміни кутової швидкості відбуваються, здебільшого, через певні проміжки часу (від 10 до 30 і більше років). Їх природа досі ще залишається не з’ясованою. Вважається, що вони можуть бути викликані змінами щільності речовини в надрах Землі.

Періодичні зміни з річним і піврічним періодами проявляються у тому, що влітку Земля обертається швидше ніж весною. Різниця в тривалості доби у серпні та березні складає близько 0,0025 сек. Причину цих змін М.М.Парійський бачив у сезонних змінах атмосферної циркуляції.

За період геологічної історії, тобто від архейського акрону (4,5 – 2,6 млрд. років назад) і до сьогоднішнього дня, як свідчать вчені, тривалість доби збільшилася на 4 години, що свідчить про уповільнення швидкості обертання Землі навколо своєї осі.

 

 

Будова та склад Землі

 

 

Земля, як найбільш розвинена планета Сонячної системи, характеризується складною будовою, вираженою в наявності декількох оболонок або геосфер, які відрізняються своїм складом, фізичними властивостями та станом речовини. Серед них розрізняють зовнішні геосфери, які доступні для безпосереднього вивчення, і внутрішні геосфери, дослідження яких проводиться шляхом застосування непрямих геологічних, геофізичних та геохімічних методів.

 

 

Зовнішні геосфери Землі

До зовнішніх геосфер Землі належать атмосфера, гідросфера, біосфера та ноосфера. Вони проникають одна в одну та знаходяться в постійній взаємодії між собою і твердими оболонками Землі. Проявом цієї взаємодії є обмін між ними речовиною та енергією.

Атмосфера це газова оболонка, складена сумішшю газів, співвідношення яких змінюється з висотою. Біля поверхні Землі 78,09% її об’єму належить азоту, 20,95% – кисню, аргон і вуглекислий газ складають, відповідно, 0,93% і 0,03%. В незначних кількостях у повітрі містяться водень, неон, гелій, криптон, ксенон, радон, йод, водяна пара, озон, метан та інші гази. Такий склад атмосфери практично не змінюється до висоти 100 км. Окрім газів, в ній знаходиться також певна кількість твердих частинок у вигляді пилу різноманітного походження. Найбільше його поступає в повітря під час пилових бур у районах пустель та напівпустель, при виверженні вулканів, а також з космічного простору. Не остання роль у забрудненні атмосфери пилом належить техногенній діяльності людини. Найбагатшими на пил є нижні шари атмосфери, але він виявлений також і на висоті 100 – 150 км.

Залежно від складу та фізичних параметрів (густини повітря, тиску, температури) атмосфера, верхня межа якої сягає висоти 2000 км, поділяється на три горизонти – тропосферу, стратосферу та іоносферу (рис. 2.14).

Тропосфера характеризується високою густиною, наявністю в складі, окрім азоту та кисню, вуглекислого газу, водяної пари та великої кількості твердих частинок різного походження. Висота її верхньої межі змінюється в залежності від географічної широти. В екваторіальній та тропічній зонах вона сягає 17-18 км, а в полярних та приполярних областях знижується до 8-10 км. Характерним для тропосфери є також нерівномірність температури повітря. Тепліші його шари знаходяться в приземній частині, а з висотою температура понижується в середньому на 6 оС через кожен кілометр і біля верхньої межі становить -85 оС. Шар мінімальних постійних температур у верхній частині тропосфери називається тропопаузою і є межею між тропосферою і розташованою вище стратосферою.

Стратосфера займає повітряний простір на висоті від 8-18 до 50-55 км. Характерною її властивістю є сильно розріджений стан повітря і закономірне підвищення температури з висотою до -10 – +10 оС. На висоті близько 55 км температура стабілізується і цю частину стратосфери називають стратопаузою. В межах стратосфери на висоті біля 25 км знаходиться озоновий шар, який поглинає велику частину ультрафіолетової радіації Сонця, захищаючи все живе на Землі від її згубної дії.

Іоносфера, верхня оболонка атмосфери, ділиться на три підгоризонти: мезосферу, термосферу і екзосферу.

Мезосфера сягає висоти біля 80 км. Характерною її ознакою є наявність так званої сріблястої хмарності і пониження температури (підвищення якої відбувається в стратосфері) до -90 оС. Завершується мезосфера шаром з постійними мінімальними температурами який називається мезопаузою. Слід також зазначити, що взимку температура у мезосфері вища в порівнянні з літнім періодом. Однією з особливостей мезосфери є високий вміст іонів газів, які спричиняють своєрідне світіння атмосфери, відоме як полярне сяйво.

Термосфера, верхня межа якої проходить приблизно на висоті 800 км, характеризується черговим підвищенням температури до 1000-2000 °С, що і обумовило назву цієї оболонки атмосфери. Починаючи з висоти 200 км у термосфері відбувається розділення газів за молекулярною масою і збільшення вмісту водню та гелію. Окрім того, з висотою зростає роль іонізованих атомів і інших заряджених частинок, через що цю сферу ще називають іоносферою.

Екзосфера знаходиться вище 800 км і мало вивчена. В її складі переважають іони легких газів і елементарні частки, які рухаються з великою швидкістю але майже не зустрічаються одна з одною. Для зовнішніх шарів екзосфери характерне розсіювання – дисипація атмосфери в космічний простір. Проте цьому розсіюванню протидіє магнітне поле Землі, яке утримує іонізовані частки в магнітосфері, верхня границя якої віддалена від земної поверхні на 25-35 тисяч кілометрів.

Важливою складовою атмосфери з точки зору впливу на геологічні процеси і об’єкти, як це буде показано нижче, є атмосферна волога та рух повітря, що впливають на формування кліматичних і погодних умов.

Інша оболонка Землі, яка має безпосереднє відношення до геологічних процесів, є гідросфера, або водна оболонка. Вона об’єднує поверхневі та підземні води. Верхня її межа відповідає рівню поверхні відкритих водоймищ, а нижня умовно проводиться в надрах Землі на глибині температурного рівня +374 оС, при якому вся вода переходить у газоподібний стан.

У складі гідросфери виділяється три основних типи природних вод, які відрізняються за хімізмом та фізичними властивостями. Це води морів і океанів або океаносфера, води суходолу і льодовиків, а також підземні води. Загальна маса гідросфери становить 1644·1015 т, що не перевищує 0,025% загальної маси Землі. В кількісному відношенні води гідросфери розподіляються наступним чином: океанічні – 1370 млн. км3 (86,5% всієї маси води), води суходолу – 0,5% млн. км3, води материкових льодовиків – 22 млн. км3, підземні води – 196 млн. км3.

Всі води гідросфери мінералізовані і можуть розглядатися як природні розчини. На відміну від атмосфери, в гідросфері чітко проявляється горизонтальна неоднорідність (зональність): води суходолу, здебільшого, прісні, а океанів та морів – солоні. Океанічна вода містить, в середньому, 35 г солей на 1 л.

У складі морської води провідна роль належить катіонам Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Sr2+ і аніонам Cl-, SO42-, HCO3-, Br-, F-, HBO3-, вміст яких відповідає 95,8% маси розчинених речовин; всі інші хімічні елементи складають 4,2%. Окрім іонів у морській воді розчинені також природні гази – азот, кисень, вуглекислота, сірководень, концентрація яких змінюється залежно від фізико-географічних умов.

Більшість вод суходолу утворилися за рахунок атмосферних опадів, які характеризуються мінімальною мінералізацією і належать до так званих прісних вод.

Під впливом сонячної радіації води гідросфери Землі знаходяться в постійному русі – в безперервному кругообігу. Вода у вигляді пари атмосферної вологи, атмосферних опадів та річкового стоку, а також океанічними течіями переміщується на великі відстані. В атмосфері вона максимально насичується вільним киснем, а при зіткненні з верхніми шарами земної кори втрачає його. В процесі кругообігу в єдину систему об’єднуються всі води гідросфери, а також відбувається тісний взаємозв’язок природних вод з атмосферою, земною корою та живим світом планети. Таким чином, в загальному кругообігу води можна виділити своєрідні ланки: атмосферну, океанічну, літогенну, біогенну та промислово-господарську. Волога гідросфери разом з розчиненими в ній речовинами приймає активну участь у хімічних реакціях, які проходять в атмосфері, земній корі і біосфері. В зв’язку з цим, гідросфера, як і атмосфера, є активною діючою силою і середовищем геологічних процесів.

Третьою зовнішньою оболонкою Землі є біосфера. Вона об’єднує сфери планети де існує життя і включає в себе всю гідросферу, верхню частину літосфери та нижню частину атмосфери (нижче озонового шару).

Жива речовина за своєю масою (2,4·1012 т) складає незначну частину в порівнянні з іншими зовнішніми оболонками планети, але за активною дією на довкілля посідає перше місце і якісно відрізняється від усіх інших оболонок.

За способом живлення та відношенням до зовнішнього середовища розрізняють організми автотрофні, які споживають неорганічні мінеральні речовини, і гетеротрофні, що живляться іншими організмами та їхніми рештками. Більшість організмів аеробні, тобто такі, для життя яких потрібне повітря. Значно менша частина, здебільшого мікроорганізми, відносяться до анаеробних, які можуть існувати і в безкисневому середовищі.

Основою живої речовини є вуглець, який утворює нескінчену кількість різноманітних хімічних сполук. Окрім вуглецю, найпоширенішими хімічними складовими живої природи є кисень, водень та азот. Інші елементи присутні у невеликих кількостях, проте відіграють важливу роль у фізіології організмів.

Основна маса живої речовини зосереджена в зелених рослинах, які поглинають енергію сонячного проміння і утворюють складні органічні сполуки. Цей процес природного формування органічної речовини одержав назву “фотосинтез”. Він залучає до річного кругообігу велику кількість речовин Землі та обумовлює високий кисневий потенціал атмосфери і біосфери в цілому. Фотосинтез є своєрідним регулятором геохімічних процесів і фактором, який визначає наявність вільної енергії зовнішніх оболонок Землі.

З точки зору хімії фотосинтез – це окислювально-відновна реакція CO2+H2O → CH2O + O2, у результаті якої за рахунок поглинання вуглекислоти і води синтезується органічна речовина та виділяється вільний кисень.

В планетарному масштабі при реакціях фотосинтезу живою речовиною щорічно засвоюється 3,65•1011 т вуглекислоти та 1,5•1011 т води, що призводить до утворення в біосфері Землі 266 млрд. т вільного кисню, при цьому біомаса Світового океану є головним генератором вільного кисню в атмосфері.

При відмиранні організмів відбувається зворотний фотосинтезу процес, тобто розкладання органічної речовини шляхом її окислення та утворення продуктів розкладу. Цей процес у межах земної кулі знаходиться в стані динамічної рівноваги з фотосинтезом, у зв’язку з чим загальна кількість біомаси на Землі є постійною.

Невід’ємною частиною біосфери є Людина. Вона своїм розумом і діяльністю проникає в усі сфери Землі, вивчаючи і навіть змінюючи їх, створюючи свою область мислення та дії, тобто свою сферу в природній системі планети. Враховуючи це, В.І. Вернадський на початку ХХ століття запропонував виділяти нарівні з літосферою, атмосферою, гідросферою, біосферою ще одну оболонку – ноосферу. В буквальному перекладі з грецької мови “ ноосфера ” означає “ мисляча оболонка ” і вона об’єднує ту частину земної кулі, на яку поширюється активна і зростаюча дія людини. Ноосфера – це свого роду вища стадія еволюції біосфери, пов’язана з виникненням цивілізації, з періодом, коли розумова діяльність людини стає головним, визначальним фактором розвитку Землі. Згідно з останнім, В.І. Вернадський писав: “Ноосфера є нове геологічне явище на нашій планеті. В ній вперше людина стає важливою геологічною силою. Вона може і повинна перебудовувати своєю працею та думкою область свого життя, перебудовувати корінним чином у порівнянні з тим, що було раніше”.

Охарактеризовані вище зовнішні оболонки Землі, як це вже зазначалось, взаємно проникають одна в іншу та взаємодіють, що визначає перебіг складних процесів і явищ, які відбуваються на поверхні планети.

 

 

Внутрішні геосфери Землі

Вивчення внутрішньої будови нашої планети проводиться сейсмічним методом, який базується на реєстрації швидкостей поширення в тілі Землі поздовжніх і поперечних хвиль, спричинених землетрусами або штучними вибухами (див. розд.1.3). За сейсмологічними даними Земля побудована з декількох сфер, які відрізняються не тільки швидкостями проходження сейсмічних хвиль, але й складом та фізичними властивостями. До головних внутрішніх геосфер Землі, які відокремлені одна від одної чітко проявленими поверхнями розділу першого порядку, на яких швидкості сейсмічних хвиль різко змінюються належать: земна кора, мантія і ядро, котрі в свою чергу, поділяються ще на низку складових (рис. 2.15).

Земна кора є основним об’єктом вивчення геології, в зв’язку з чим на детальній характеристиці її будови та складу ми зупинимося окремо, тут лише зазначимо, що за середню глибину нижньої межі земної кори прийнята цифра 33 км (рис. 2.15, сфера А). На цій глибині в середньому розташована так звана сейсмічна межа, яка характеризується різким збільшенням швидкостей проходження сейсмічних хвиль (табл. 2.2) і нижче якої розташовується друга внутрішня геосфера – мантія. Вперше це явище було виявлено югославським сейсмологом А. Мо хоровичичем на честь якого сама межа дістала назву поверхні Мохоровичича, або скорочено – поверхні Мохо, поверхні М. За геофізичними характеристиками мантія ділиться на дві частини – верхню та нижню, межа між якими проходить на глибині близько 1000 км (рис. 2.15). В свою чергу, в складі верхньої мантії виділяються (зверху донизу) шар Гутенберга і шар Голіцина. Шар Гутенберга складений “розм’якшеними” з низькою щільністю, здатними до пластичного течіння гірськими породами і називається астеносферою. Для нього характерне зниження швидкостей проходження сейсмічних хвиль (особливо поперечних) та підвищення електропровідності, що свідчить про своєрідний аморфний стан речовини. Вона менш в’язка і більш пластична у порівнянні з породами шарів які її підстелюють та перекривають. Глибина залягання астеносферного шару є досить мінливою. Під континентами вона змінюється від 80-120 до 200-250 км, а під океанами – від 50-70 до 300-400 км. Астеносфера найчіткіше виражена та піднята до глибини 20-25 км у межах сучасних рухливих зон земної кори і опущена та слабо виражена під найбільш спокійними ділянками континентів. Зниження в її межах швидкостей сейсмічних хвиль і підвищення електропровідності пов’язані з частковим плавленням речовини мантії, яке відбувається під впливом швидкого підвищення з глибиною температури при, практично, незмінному тиску. В’язкість астеносферного шару також змінюється як в горизонтальному так і у вертикальному напрямках. Потужність астеносфери, якій, як це буде показано нижче, належить значна роль в глибинних геологічних процесах, також змінюється в межах від 50 до 300-350 км.

 

Таблиця 2.2.

Будова Землі за геофізичними даними

 

Геосфери Потужність, км Середня глибина до нижньої межі, км Швидкості сейсмічних хвиль, км/с
Р-хвилі S-хвилі
Земна кора 5-70   6,5 – 7,4 3,7 – 3,8
Поверхня Мохоровичича
Мантія верхня     7,9 – 8,2 4,5 – 4,7
нижня     13,6 7,2 – 7,3
Ядро зовнішнє     8,1 – 10,4  
внутрішнє     11,1 – 11,3  

 

 

Нижче астеносфери, тобто в межах шару Голіцина, швидкість повздовжніх сейсмічних хвиль різко зростає до 11,3-11,4 км/с. Значно повільніше відбувається зростання швидкості і в межах нижньої мантії, де цей показник на глибинах 2700-2900 км досягає 13,6 км/с. На глибині 2900 км спостерігається наступна сейсмічна межа першого порядку, яка відмежовує мантію від ядра.

Третьою внутрішньою геосферою Землі є її ядро, яке характеризується різким падінням швидкості повздовжніх сейсмічних хвиль з 13,6 км/с у мантії до 8,0-8,1 км/с у ядрі. Поперечні хвилі на межі ядра та мантії (глибина 2900 км) зовсім згасають (рис. 2.16). Це дозволяє припустити, що речовина, яка складає зовніню частину ядра Землі, знаходиться в стані рідини. За величинами швидкості проходження поздовжніх хвиль ядро поділяєься на три частин: зовнішнє ядро (до глибини 4980 м); перехідний шар, що знаходиться в межах глибин 4980-5120 км і внутрішнє ядро (глибина понад 5120 км). У зовнішньому ядрі швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль з глибиною поступово збільшується до 10,4-10,5 км/с, в межах перехідного шару вона знову зменшується до 9,5-10 км/с, а у внутрішньому ядрі зростає до 11,2-11,3 км/с.

Питання про склад та фізичну природу ядра до сьогоднішнього дня залишається нез’ясованим. Як вже зазначалось, воно складається з більшого за розмірами, ефективно-рідкого зовнішнього ядра та малого і твердого внутрішнього. Останнє чітко виділяється за сейсмічними даними. Для нього характерні велика щільність та висока електропровідність. Це дозволяє припустити, що ядро Землі складається із заліза з домішкою нікелю. Такі висновки базуються, головним чином, на результатах зіставлення геофізичних даних, отриманих при вивченні ядра, з результатами дослідження залізистих метеоритів. Проте, це не зовсім узгоджується з експериментальними даними. Згідно з сучасними уявленнями, щільність ядра Землі на 10% менша у порівнянні зі щільністю залізо-нікелевого сплаву при ймовірних у ядрі тиску та температурі. Це наводить на думку, що до складу ядра окрім заліза та нікелю повинні входити ще і деякі легші елементи, такі як кремній або сірка. На сьогоднішній день більшість дослідників вважає, що ядро Землі складається із заліза з домішками нікелю та сірки, а також, можливо, кремнію або кисню.

 

 

Фізичні властивості та хімічний склад Землі

Наша планета, як і всі природні тіла, характеризується певними фізичними властивостями та хімічним складом, від яких, як це буде показано нижче, залежить не тільки характер проявлення геологічних процесів, але і спрямованість розвитку Землі як природної системи планетарного рівня організації природної речовини. Фізико-хімічні умови, як відомо, визначають стан існування речовини, утворення тих або інших мінералів та гірських порід, характер спрямованості і ступінь інтенсивності проходження геологічних процесів в межах зовнішніх і внутрішніх геосфер.

Фізичні властивості нашої планети визначаються, здебільшого, щільністю, тиском, магнетизмом, тепловим режимом і, відповідно, агрегатним станом речовини.

Щільність Землі є непостійною величиною і змінюється в залежності від агрегатного стану речовини та її складу. Згідно з геофізичними даними в середньому щільність планети становить 5,52 г/см3. При цьому для земної кори ця величина складає 2,8 г/см3, у покрівлі верхньої мантії, нижче межі Мохоровичича, щільність порід становить 3,3-3,4 г/см3, а в низах нижньої мантії – приблизно 5,5-5,7 г/см3. Верхня межа зовнішнього ядра характеризується щільністю речовини 9,7-10,0 г/см3, а з глибиною вона зростає до 11,0-11,5 г/см3 і у внутрішньому ядрі становить 12,5-13,0 г/см3 (рис. 2.17).

Щільність земної речовини разом з масою є однією з основних фізичних величин, які суттєво впливають на гравітаційне поле. Під гравітаційним полем Землі слід розуміти певний космічний простір, в межах якого проявляються сили земного тяжіння. Сила земного тяжіння – це рівнодіюча сили притягання, яка є функцією маси тіл і відстані між ними, та відцентрової сили. Звідси можна зробити висновок, що гравітаційне поле прямо підпорядковане характеру розподілу мас у надрах планети. Кожній окремо взятій точці на земній поверхні властива своя величина сили тяжіння.

Величина сили тяжіння, або гравітаційного поля, виражається в галах (1 гал = 1 см/с2) і вимірюється спеціальними приладами – гравіметрами. За даними визначення величини сили тяжіння складаються гравіметричні карти, на яких ізолініями (лініями рівних величин) показують простір розподілу сили тяжіння в межах тієї чи іншої ділянки земної поверхні. Проте, як щільність, так і маса земної речовини у внутрішніх геосферах розподіляються нерівномірно, відповідно, і гравітаційне поле теж характеризується нерівномірним поширенням і в різних точках планети величина прискорення сили тяжіння буде різною. На поверхні Землі вона в середньому складає 982 гал. При цьому в межах екватора становить 987 гал, а в напрямку до полюсів зростає до 983 гал. Зміна величини прискорення сили тяжіння спостерігається і з глибиною. Максимального значення (близько 1037 гал) вона досягає біля підошви нижньої мантії (рис. 2.18). В межах ядра ця величина поступово зменшується. В перехідному шарі між зовнішнім та внутрішнім ядром вона складає 452 гал, на глибині 6000 км 126 гал, у центрі Землі – нуль.

Вивчення характеру розподілу величини прискорення сили тяжіння по планеті показало, що вона залежить:

– від положення місця заміру відносно рівня океану (чим вища абсолютна відмітка розташування місця заміру величини прискорення сили земного тяжіння, тим далі воно знаходиться від центру Землі, більша відцентрова сила і менша сила тяжіння та навпаки);

– від широти місцевості, що обумовлено величиною відцентрової сили, яка на полюсах рівна нулю, що зумовлює зростання в цьому напрямку сили тяжіння;

– від щільності порід (більш щільні гірські породи обумовлюють позитивні аномалії сили тяжіння, а менш щільні – наявність від’ємних аномалій);

– від будови земної кори (наявність великих масивів щільних порід у земній корі підвищує гравітаційне поле Землі).

Залежність величини гравітаційного поля від щільності гірських порід, має велике прикладне значення. Враховуючи те, що різні за складом та походженням гірські породи мають різну щільність і, відповідно, величину сили тяжіння, карти гравітаційних полів дозволяють уточнювати геологічну будову територій, а також прогнозувати та обґрунтовувати проведення пошуків корисних копалин.

Тиск у надрах Землі знаходиться в прямій залежності від щільності, сили тяжіння та маси і, як і зазначені параметри, з глибиною зростає (табл. 2.3).

Таблиця 2.3.

Тиск в глибинах Землі

 

Глибина, км              
Тиск, МПа 1·103 3,1·103 14·103 35·103 137·103 312·103 361·103

 

Особливе значення для розуміння процесів і явищ, які відбувалися та відбуваються на Землі і в Космосі, а також для пізнання геологічної будови планети і прогнозування пошуків корисних копалин мають відомості про земний магнетизм.

Відомо, що Земля діє як гігантський магніт і володіє потужним силовим полем. Відомості про розподіл магнітного поля Землі на її поверхні та в приземному просторі вчені отримують проводячи наземну, морську та аеромагнітну зйомки, а також з штучних супутників Землі. Геомагнітне поле Землі дипольне але магнітні полюси не співпадають з географічними. Між ним існує кут величиною біля 11,5°, який називається магнітним схиленням. Іншими словами магнітне схилення – це кут відхилення магнітної стрілки компаса, встановленого за напрямком магнітної силової лінії, від географічного меридіану. Схилення може бути західним і східним. Лінії, які з’єднують на карті точки з однаковими показниками величини схиленням називаються ізогонами. Виділяють також магнітне нахилення, яке відповідає куту між магнітними силовими лініями та горизонтальною площиною. Найбільше нахилення спостерігається в районах магнітних полюсів, а лінії, які з’єднують на карті точки з однаковими показниками величин нахилення називаються ізоклінами.

Природу постійного магнітного поля пов’язують з дією складної системи електричних струмів, які виникають при обертанні Землі та турбулентної конвекції (переміщення) в рідкому зовнішньому ядрі. В даному випадку Земля відіграє роль динамомашини, в якій механічна енергія обертання і переміщення речовини в рідкому зовнішньому ядрі, що виступає в ролі конвекційної системи, генерує електричні струми та зв’язаний з ними магнетизм.

Магнітне поле Землі впливає на орієнтацію в гірських породах феромагнітних мінералів (магнетит, титаноманетит, ільменіт та інші). Особливо це проявляється в магматичних гірських породах. Кристали феромагнітних мінералів в процесі застигання магми орієнтуються відповідно до напрямку силових ліній магнітного поля. Після закінчення кристалізації порід орієнтація кристалів зберігається. Певна орієнтація кристалів таких мінералів відбувається і в процесі утворення осадових порід. Намагніченість гірських порід ніби накладається на загальне тло магнітного поля в результаті чого на поверхні Землі виникають магнітні аномалії.

Магнітними аномаліями називають відхилення вектора напруженості магнітного поля від його нормального напрямку. Враховуючи, що різні породи намагнічені по різному, виділення та вивчення аномалій дає можливість говорити про розміщення в земних надрах тих або інших порід, що має велике значення при уточнені геологічної будови територій, а також при прогнозуванні та пошуках родовищ корисних копалин. Магнітні аномалії вивчаються з допомогою спеціальних приладів – магнітометрів, які можна також встановлювати на літаках і космічних кораблях, що значно розширює можливості застосування магнітометричних досліджень.

В процесі проведення магнітометричної зйомки визначається залишкова намагніченість порід які містять феромагнітні мінерали, що дозволяє виявити напрямок магнітного поля на момент їх утворення. Такі результати мають велике значення при реконструкції палеоумов породоутворення і встановленні історії геологічного розвитку територій. Сьогодні магнітометричні дослідження є одним з провідних методів пошуків металевих і деяких неметалевих корисних копалин.

Важлива роль в геологічних процесах належить також тепловому режиму Землі.

Тепловий режим нашої планети визначається двома джерелами тепла. Одним з них служить Сонце, а другим є внутрішня енергія Землі. Земна поверхня отримує теплову енергію від Сонця частина якої поглинається атмосферою, рослинністю та поверхневим шаром земної кори, а частина відбивається назад у світовий простір. Кількість отриманого від Сонця та відбитого Землею тепла залежить від географічної широти. Середньорічна температура у кожній півкулі зменшується від екватора до полюсів. Прогрівання земної кори за рахунок сонячної енергії поширюється на дуже незначну глибину, яка в екваторіальних широтах не перевищує 28-30 м, а в приполярних – складає перші метри. На деякій глибині в земній корі має місце так званий пояс постійної температури, яка дорівнює середньорічній температурі даної місцевості. Глибина розташування цього поясу також не постійна і змінюється в залежності від географічної широти. В районі екватора вона може складати до 20-30 м, а з наближенням до полюсів поступово зменшуватися до 1-2 м.

Нижче поясу постійних температур основним джерелом теплоти Землі є внутрішня енергія. Вже давно встановлено, що в шахтах, глибоких колодязях та бурових свердловинах спостерігається постійне зростання температури з глибиною, що спричинено тепловим потоком з внутрішніх частин Землі. Тепловий потік вимірюється в калоріях на квадратний сантиметр за секунду (кал/см2.с). Значення показника теплового потоку в цілому для планети є змінною величиною. В межах континентів ця величина знаходиться в інтервалі 0,9-1,2 мккал/см2.с, збільшуючись до 2-4 мккал/см2.с в гірських областях. Згідно з численними даними, її середні значення становлять 1,4-1,5 мккал/см2.с. Високі теплові потоки спостерігаються також в районах проявлення сучасного вулканізму – в середньому 3,6 мккал/см2.с, а також у таких рифтових зонах як озеро Байкал тепловий потік якого змінюється від 1,2 до 3,4 мккал/см2.с. На значних просторах Світового океану величина теплового потоку знаходиться в межах 1,1-1,2 мккал/см2.с, зростаючи в районах серединно-океанічних хребтів до 1,8-2,0 мккал/см2.с, а в окремих місцях – до 6,7-8,0 мккал/см2 с. Така неоднорідність теплового потоку викликана, вірогідно, неоднорідністю внутрішніх процесів, які відбуваються в різних зонах планети.

Одним з джерел внутрішньої теплової енергії є радіогенне тепло, спричинене розпадом радіоактивних елементів таких як 238U, 235U, 232Th, 40K та інші. Вважається також, що другим джерелом внутрішньої теплової енергії є гравітаційна диференціація речовини, яка відбувається здебільшого на межі мантії та ядра. Не виключається також можливість, що додатковим джерелом внутрішнього тепла планети може бути так зване припливне тертя, яке виникає при сповільненні обертання Землі, спричиненому припливною її взаємодією з Місяцем та, в меншій мірі, Сонцем.

Визначення температури в геосферах Землі базується на різних прямих та допоміжних даних. Найбільш точні дані отримані для верхньої частини земної кори, розкритої шахтами та буровими свердловинами до глибини 12,5 км. Вони свідчать про систематичне підвищення температури з глибиною. Збільшення температури в градусах Цельсія на одиницю глибини називають геотермічним градієнтом, а інтервал глибини в метрах, на якому температура підвищується на 1 °С, – геотермічною сходинкою.

Геотермічний градієнт і, відповідно, геотермічна сходинка в різних місцях земної кулі різні і залежать від геологічної будови земної кори в межах тої або іншої території, а також від характеру теплопровідності гірських порід. Згідно з даними Б. Гутенберга, межі коливань при цьому можуть відрізнятися майже у 25 разів і більше. Наприклад, в штаті Орегон (США) геотермічний градієнт складає 150 °С на 1 км, а геотермічна сходинка 6,67 м. Найменший градієнт зареєстрований в Південній Африці де його величина становить 6 °С на 1 км, геотермічна сходинка при цьому рівна 167 м. В свердловині закладені на Кольському півострові в геологічній будові якого беруть участь древні кристалічні породи, на глибині 11 км температура складала біля 200 °С, що відповідає геотермічній сходинці близько 20 м. Середній геотермічний градієнт, який приймається як еталон, становить 30 °С на 1 км, якому відповідає геотермічна сходинка 33 м.

Зазначений середній градієнт, мабуть, простежується лише до деякої верхньої частини земної кори, а з глибиною він повинен зменшуватися. Про це свідчать самі прості арифметичні перерахунки. При постійній величині градієнта на глибині 100 км повинна складати 3000 °С. Проте, це розходиться з фактичними даними. Саме на цих глибинах періодично зароджуються магматичні осередки, які є джерелом лави з максимальною температурою 1200-1250 °С. Враховуючи цей своєрідний термометр, можна вирахувати, що на глибині 100 км температура не перевищує 1300-1500 °С, інакше породи мантії були б повністю розплавлені, а це заперечується вільним проходженням в мантії поперечних сейсмічних хвиль. З цього можна зробити висновок, що середній геотермічний градієнт властивий лише для відносно невеликої глибини від земної поверхні (20-30 км), а глибше його величина повинна зменшуватися.

Для земної кори розрахунки зміни температур з глибиною базуються, головним чином, на аналізі показників величини теплового потоку, теплопровідності гірських порід, температури лав вулканів тощо. Для глибоких зон мантії та ядра такі дані відсутні і про їх температуру можна судити лише приблизно за результатами математичного моделювання. Допускається, що нижче астеносферного шару температура закономірно зростає при значному зменшенні геотермічного градієнта і збільшенні геотермічної сходинки. Враховуючи, що ядро складається головним чином з заліза, були проведені розрахунки плавлення його на різних глибинах з врахуванням існуючих там тисків. Отримані результати свідчать, що на межі нижньої мантії та ядра температура повинна складати 3700 °С, а в перехідному шарі між зовнішнім та внутрішнім ядрами – 4300 °С, відповідно в межах внутрішнього ядра вона повинна бути ще вищою. Враховуючи зазначене можна припустити, що температура в ядрі Землі знаходиться в межах 4000-5000 °С.

Температура і тиск в середині внутрішніх геосфер прямо пов’язані з агрегатним станом речовини, яка їх складає. Вище зазначалось, що речовина літосфери знаходиться у твердому кристалічному стані, оскільки температура при існуючих тисках тут не досягає точки плавлення (рис. 2.19). Проте сейсмологи вказують на наявність окремих низькошвидкісних лінз, які нагадують астеносферний шар в середині земної кори, і з якими пов’язують корові магматичні процеси.

Речовина мантії Землі, через яку проходять як повздовжні, так і поперечні сейсмічні хвилі, знаходиться в ефективно-твердому стані. При цьому припускається, що низи верхньої та нижньої мантії складені кристалічною речовиною. Проте вважається, що у верхній частині верхньої мантії (астеносферний шар), яка характеризується зниженням швидкостей сейсмічних хвиль, речовина може знаходитися в аморфному склоподібному стані, а частина її (біля 10%) навіть у розплавленому. Перехід від мантії до ядра супроводжується різким зниженням швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль, а поперечні хвилі, які поширюються тільки у твердому середовищі, тут не спостерігаються, це дає можливість припустити, що речовина зовнішнього ядра знаходиться в рідкому стані, а внутрішнє ядро, за непрямими даними, є твердим.

 

Рис. 2.19. Криві температури Землі та плавлення речовини (за Джекобсом)

1 – крива температури плавлення речовини; 2 – крива температури Землі; 3 – область плавлення.

 

 

Речовина Землі, незалежно від її фізичного стану (твердого, рідкого, газоподібного, органічного) складається з хімічних елементів. У межах літосфери вони утворюють мінерали, а мінерали, в свою чергу, гірські породи і корисні копалини; в гідросфері – воду та різноманітні водні розчини; в атмосфері – гази; в біосфері – органічні сполуки т.і. Пізнання хімічних особливостей кожної з геосфер та Землі в цілому має велике фундаментальне та прикладне значення. Перше полягає в прогнозуванні геологічних процесів і їх наслідків, а друге – в оцінці перспектив територій на пошуки родовищ корисних копалин (як промислових концентрацій хімічних елементів) та виявленню хімічно забруднених (штучним або природним шляхом) і небезпечних для життєдіяльності людини ділянок земної поверхні, гідросфери або атмосфери.

Наші знання про хімію Землі, про взаємовідношення в її межах хімічних елементів, на великий жаль, дуже скупі і стосуються, здебільшого, біосфери та нижніх частин атмосфери. Відомості про хімію глибинних горизонтів планети постійно змінюються в залежності від ступеня обґрунтованості тих чи інших гіпотез виникнення та розвитку Землі.

Австрійський геолог В.М.Гольдшмідт, вважаючи, що Земля на початку свого існування знаходилась у розплавленому стані, прирівняв процес її остигання до процесу, що відбувається при остиганні рудного розплаву в доменній печі. Тобто знизу накопичується метал, вище – більш легкі сульфіди, а ще вище – легкі силікатні шлаки. Враховуючи також гіпотезу про утворення Землі з метеоритів, В.М.Гольдшмідт прийшов до висновку, що ядро планети і його оболонки за хімічним складом також повинні бути близькими до складу метеоритів. Такої ж думки дотримувалися і послідовники Гольдшмідта, які на основі аналізу складу різних метеоритів, а також експериментальних геохімічних і геофізичних даних дали оцінку валового хімічного складу Землі (табл.2.4).

 

Таблиця 2.4.





Поделиться с друзьями:


Дата добавления: 2017-03-18; Мы поможем в написании ваших работ!; просмотров: 959 | Нарушение авторских прав


Поиск на сайте:

Лучшие изречения:

Вы никогда не пересечете океан, если не наберетесь мужества потерять берег из виду. © Христофор Колумб
==> читать все изречения...

781 - | 751 -


© 2015-2024 lektsii.org - Контакты - Последнее добавление

Ген: 0.008 с.