17.08.2019 г. Главная arrow Учебные пособия arrow М.Ф.Иванова "Общая геология" arrow Форма, физические свойства и состав земли
         
Главное меню
Главная
Новости
Блог
Ссылки
Ленты новостей
Карта сайта
Фото камней
Гостевая
Общая информация
о камнях
походы и сплавы
Кристаллография
Сейсмика
Учебные пособия
Классификации
ювелирная
Словарь Куликова
Популярно о камнях
Камень в природе
Мертвая природа
История камня
Технические
Диковинки
Люди и камни
Тяжелое серебро
Минералог-любитель
Легенды и мифы
Об алмазах
Камни-талисманы
Полезные ископаемые
Нефть
Геология
 
 
Краткие новости
Форма, физические свойства и состав земли Печать E-mail
Автор Administrator   
16.09.2010 г.

Форма, физические свойства и состав земли

Форма Земли. О том, что Земля по форме шар, известно с глубокой древности. Представление о форме Земли как о правильном шаре просуществовало почти до конца XVII в. В конце XVII в. был получен ряд фактов, указывающих на то, что форм Земли отличается от шара. Например, французскими учеными было замечено, что колебания секундного маятника часов в приэкваториальной части Южной Америки (Б. Кайене) оказалось медленнее, чем в Париже. Часы отставали на 2,5 мин в сутки. Следовательно, сила тяжести заставляет маятник качаться у экватора медленнее, чем вдали от него. Ньютон объяснил это тем, что на экваторе поверхность Земли находится дальше от ее центра, чем в Париже, и высказал мнение, что Земля имеет форму сфероида.

Специальные измерения, проведенные экспедициями французской Академии наук (1735) в Перу и Скандинавии, показали, что длина Г дуги меридиана в Скандинавии 99366,01 м, а на экваторе - 98 182,69 м, т. е. на 1 183,32 м короче. Следовательно, Земля действительно сплюснута у полюсов. Впоследствии подобные исследования проводились в ряде стран.
Немецкий астроном и геодезист Ф. А. Бессель в 1841 г., используя градусные измерения, подсчитал величину сжатия Земли (отношение разности экваториального и полярного радиусов к экваториальному); по его расчетам она равна 1/29.
В XIX в. русские ученые под руководством основателя Пулковской обсерватории В.Я.Струве провели большие и тщательные измерения 52-й параллели. На долю России приходилось 2/3 этой линии, равные 39 24'.

Размеры и форма Земли определялись Ф. Н. Красозским, А. А. Изотовым и другими советскими учеными. Они указали, что форма Земли - трехосный эллипсоид вращения, малая (полярная) ось которого является осью вращения. Длина экваториального радиуса 6378,2 км, полярного - 6356.9 км (экваториальный радиус длиннее полярного на 21,3 км). Сжатие Земли равно 1/298,3. Поверхность Земли равна 510100934 кв.км.
Экваториальная сплюснутость измерена рядом стран в области меридианов, проходящих через Тибет и Центральную Америку; разница в величине радиусов на экваторе достигает 213м. Трехосный эллипсоид вращения довольно точно отражает фигуру Земли. Однако наличие на поверхности Земли больших неровностей в виде высочайших гор, достигающих высоты почти 9 км, и океанических впадин глубиной до 11,5 км заставило ученых дать фигуре Земли особое название - геоид.
Сила тяжести. Своеобразием формы и строения Земли вызывается изменение силы тяжести на ее поверхности; сила тяжести больше в полярной области, чем в экваториальной.

Ускорение силы тяжести довольно плавно изменяется от полюсов к экватору всего на 0,5%. В ряде мест наблюдается отклонение от указанного правила. В одних районах сила тяжести больше (положительная аномалия), чем было бы, если бы Земля была однородным телом, в других - меньше (отрицательная аномалия). Аномалии вызываются резким изменением состава пород. Над местами, сложенными легкими породами, сила тяжести уменьшается, а над местами, сложенными тяжелыми породами,- увеличивается. Установлено, что в горных областях (Альпы, Кавказ, Памир) наблюдаются отрицательные аномалии, в то время как над Тихим океаном они положительные. Это позволило предположить, что в основании гор, на глубине до 50 км, располагаются легкие (2,8 г/см3) породы типа гранитов, в то время как под Тихим океаном располагаются тяжелые породы типа базальтов плотностью до 3.2 г/см3. Ускорение силы тяжести меняется и с глубиной. Причем сначала оно постепенно растет, достигая на глубине 2900 км максимальной величины, превышающей величину его на поверхности процентов на десять. Глубже 2900 км ускорение силы тяжести начинает постепенно убывать, доходя в центре до нуля. Если бы Земля была однородной, то сила тяжести от поверхности к центру убывала бы постепенно.
Измеряется сила тяжести при помощи приборов-гравиметров. На основании данных гравиметрии составляются гравиметрические карты, на которых выявляется довольно тесная связь между силой тяжести и геологическим строением местности. Сила тяжести в истории Земли не оставалась постоянной; с увеличением размеров Земли сила тяжести увеличивалась.

Плотность Земли. Установлено, что плотность отдельных горных пород, наиболее распространенных в земной коре (песчаники, глины, известняки, гипсы, граниты, базальты), колеблется в пределах 2,3-3,1 г/см3. Средняя плотность земной коры 2,7, плотность Земли в целом (определена путем деления массы Земли на ее объем) оказалась равной 5,52, следовательно, в центре планеты располагаются очень тяжелые массы, обладающие плотностью 10-12 г/см.3 и более.

В настоящее время при помощи изучения скорости распространения сейсмических волн получена примерная плотность вещества недр Земли на различных глубинах. Скорость распространения сейсмических волн, их сила, частота (интенсивность) меняются с изменением состава или свойств пород. Установлено, что продольные волны изменяют скорость на определенных глубинах скачками. На этих же глубинах резко меняется и направление сейсмических лучей - происходит их преломление и даже частичное отражение. Подобные изменения довольно четко наблюдаются на глубинах 5-80 км (на континентах глубже, под океанами мельче) и 2900 км. Это так называемые поверхности раздела первого порядка. Первая из них именуется поверхностью Мохоровичича по имени югославского ученого, открывшего ее в 1909 г. при изучении сейсмограмм землетрясения на Балканах. На глубине 2900 км наблюдается особенно резкое преломление продольных волн, а поперечные волны даже затухают, что указывает на резкое изменение физических свойств пород на этой глубине (модуль сдвига масс во внешнем ядре равен нулю, т. е. по своим свойствам отвечает жидкости). На это же указывают полученные в 1963 г. результаты обработки наблюдений за приливами вещества Земли, а также наблюдений за суточной «болтанкой» (нутацией) «земной оси». Последняя установлена (в результате 23 летних наблюдений) Н. А. Поповым, а предсказана на основании расчетов чл.-корр. АН СССР М. С. Молоденским. Суточная нутация отсутствовала бы в случае твердого ядра. Однако располагающееся глубже 5100 км внутреннее ядро ведет себя как твердое тело.
Скорость распространения продольных волн (vp) до первой границы раздела 5,5-6,5 км/сек, а поперечных (Vs) - 3,4-3,7 км/сек. Причем до глубины 50 км (в районе гор) скорость не превышает 6,0 км/сек, что соответствует, как показали наблюдения, скорости распространения продольных волн в породах, близких по своим упругим свойствам и плотности к гранитам (2,7 г/см3), а скорости vp = 6,5 км/сек, os = 4-4,1 км/сек соответствуют скорости распространения этих волн в породах типа базальтов (плотность порядка 2,9-3,2 г/см3).

Ниже поверхности «М» до глубины 1000-1200 км скорость продольных волн резко увеличивается до 8 км/сек, что соответствует скорости распространения волн в ультраосновных железисто-магнезиальных породах - перидотитах, имеющих плотность 3,2-3,3 г/см3. При этом надо помнить, что изменение скорости распространения волн определяется не только изменением плотности пород, но и упругих свойств вещества. С глубины 1200 км и до глубины 2900 км скорость волн увеличивается постепенно до 13,6 км/сек, а плотность - до 4,8-6,0 г/см3. На глубине 2900 км скорость продольных волн сначала резко падает с 13,6 до 8,1 км/сек, затем быстро нарастает до 11,3 км/сек. Поперечные волны в ядре затухают. Расчетная плотность в ядре 10-12 г/см3. Возрастание плотности, возможно, связано с тем, что на глубине, где давление достигает критических величин, происходит резкое скачкообразное изменение свойств земного вещества и возрастание плотности. В результате в ядре появляется четкая граница двух отличающихся по физическим свойствам слоев.
На глубине 100-200 км под материками и 50-400 км под океанами отмечается слой с несколько пониженными скоростями сейсмических волн, называемый волноводом, или астеносферой, и представляющий собой зону размягчения материала оболочки.
Оболочки земного шара. На основании данных, полученных при сейсмических и гравиметрических измерениях, а также при определении массы и плотности Земли и учете момента инерции, полагают, что земной шар состоит из ряда оболочек - геосфер, отличающихся составом или состоянием вещества. Не останавливаясь на внешних оболочках планеты - атмосфере, гидросфере и биосфере, рассмотрение сфер Земли начнем с земной коры, или литосферы (каменной оболочки, литос с греч.- камень), являющейся объектом изучения геологии.

Земная кора, или литосфера. Под земной корой понимается весь комплекс горных пород, располагающихся выше поверхности Мохоровичича. Сверху литосфера ограничена атмосферой и гидросферой. Снизу земная кора ограничена оболочкой Земли. Земная кора представляет собой неоднородную как по мощности, так и по составу сферу Земли. Мощность литосферы на равнинах 30-40 км, в районах древних горных сооружений -50-60 км, в районах молодых горных сооружений (Западные Альпы, Памир) - до 80 км, здесь земная кора образует как бы корни, глубоко погружающиеся в оболочку. Под дном Атлантического и Индийского океанов мощность земной коры 10-15 км, а в центральной части Тихого океана – 5-6 км.

С поверхности земная кора сложена осадочными горными породами (глинами, песками, песчаниками, галечниками, гипсами, известняками), объединяемыми под именем осадочного слоя. Мощность осадочного слоя изменяется от нуля до 8-15 км и более. Нижняя часть толщи осадочных пород под действием господствующих в недрах земной коры высоких температур и давлений преобразовалась в метаморфические породы (гнейсы, сланцы, мраморы), местами выведенные горообразовательными процессами на поверхность Земли. Толщи метаморфических и осадочных пород пронизаны телами магматических пород, образовавшихся при застывании огненно-расплавленной силикатной массы-магмы. Среди магматических пород в верхней части земной коры развиты главным образом легкие (кислые) породы типа гранитов. Ниже гранит на континентах подстилает собой осадочные и метаморфические толщи сплошным слоем. Граница между осадочными, метаморфическими и магматическими породами условна вследствие их взаимного перехода и замещения как по площади развития, так и вглубь Земли. В составе осадочного и гранитного слоев преобладает кислород (О), кремний (Si) и алюминий (Ai), поэтому их часто называют сиаль (Sial).Мощность гранитного и осадочного слоев, согласно геофизическим данным, под равнинами до 15- 20 км, под древними горами - до 15-25 км, под высочайшими молодыми горными хребтами - до 50 км. Под океанами эти слои имеют или весьма незначительную мощность (под дном Индийского и Атлантического океанов), или, по-видимому, вовсе отсутствуют (на дне глубоководных впадин Тихого океана). Во впадинах под небольшим (не более 1 км) по мощности слоем осадков залегают породы, отвечающие по своим свойствам базальту. Слой, представленный породами последнего типа, условно назван базальтовым слоем. Базальтовый состав слоя под океанами подтверждается излиянием базальтовых лав подводными вулканами. Породы базальтового слоя, а также и гранитного, могли образоваться как за счет застывания магмы соответствующего состава, так и за счет метаморфизации осадочных пород (состав архейских осадочных формаций, превращенных ныне в метаморфические сланцы, по данным Н. В. Фроловой для Алдана и Джилла - для Канады, базальтовый, в то время как состав молодых осадочных пород -гранитовый). Базальты в свою очередь могут образоваться и из гранитов путем их дегранитизации. В этом случае граниты обедняются под действием высоких температур и высоких давлений кремнекислотой и щелочами. Мощность базальтового слоя на равнинах (на платформах) равна 20-25 км, а в районах молодых горных сооружений - 15 - 20 км. Породы базальтового типа имеют больший удельный вес, чем породы гранитного типа. Это объясняется обеднением состава базальтов кремнеземом, щелочами и алюминием. Последний частично замещен магнием.
Граница между гранитным и базальтовым слоями («раздел Конрада») слабо выражена из-за внедрения массы базальтового слоя в гранитный и смещения отдельных блоков земной коры относительно друг друга вдоль глубинных разломов, а также, может быть, за счет постепенного перехода пород гранитного слоя в породы базальтового слоя.

Из изложенного видно, что океанический (базальтовый) тип земной коры иной, чем континентальный (гранито-базальтовый). Причем в пределах материков земная кора в горных областях и на равнинах (платформах) неодинакова. В указанных подтипах можно выделить несколько разновидностей коры, обусловленных временем возникновения структурных единиц и теми процессами, которые ныне там протекают.
На основании изучения скорости прохождения сейсмических волн установлено также, что в районах формирующихся ныне подводных океанических хребтов земная кора несколько отличается от той, которая свойственна всей остальной части дна океанов. Для этого типа коры характерны повышенные скорости прохождения сейсмических волн (7,1-7,3 км/ сек), что указывает на обогащенность пород коры подкоровым веществом. Мощность коры, например, в пределах Срединноатлантического хребта, по данным Б. Гутенберга, достигает 25 км. Для строения Срединноатлантических хребтов, по данным Г. Б. Удинцева, характерно наличие маломощного слоя карбонатных илов (единицы метров) и мощного слоя базальтовых пород (25 км). Ниже залегают породы мантии (перидотит).
В последние годы, помимо двух типов земной коры - океанического и континентального, выделяют еще два типа коры (тоже 1-го порядка): субокеанический и субконтинентальный.
Первый отличается от океанического большей мощностью осадочного слоя, второй от континентального - нечетко выраженным гранитным слоем и малой общей мощностью (порядка 20 км). Мощность субокеанической коры 15-25 км.

Оболочка Земли (мантия) распространяется ниже раздела Мохоровичича до глубины 2900 км, т. е. до границы ядра Земли. Раздел Мохоровичича под платформами выражен четко, в тектонически активных зонах переход коры в мантию весьма постепенен (видимо, результат внедрения материала мантии в тело коры). Согласно сейсмическим данным, вещество оболочки находится в твердом виде, за исключением отдельных участков (локальных очагов). Геофизические методы исследования, исследование твердых приливов, вызванных воздействием на Землю Луны и Солнца, позволили ученым сделать вывод о неоднородности строения и состава оболочки, в частности ее верхней части («верхней мантии», простирающейся до глубины 700-900 км), являющейся на данной стадии развития Земли, видимо, самой активной частью оболочки. Здесь зарождаются очаги вулканов (до глубин 200-400 км) и землетрясений (до глубин 700-900 км). В оболочке по строению, составу, свойствам и другим признакам выделяют три слоя: слой «В», расположенный непосредственно под слоем «А» (объединяет земную кору в целом) до глубины 200-400 км, слой «С» - до глубины 700-900 км и слой «D» - с глубины 700-900 до 2900 км. В составе слоя «В» существенную роль играют, видимо, соединения магния (Mg) и железа (Fe), содержание кремне-кислоты здесь уменьшается. В связи с этим ряд исследователей слой «В», а многие - всю оболочку называют словом «сима» (Sima), так как, по их мнению, Mg здесь почти полностью замещает Аl. Такому составу соответствуют оливиновое габбро или даже ультраосновные породы типа перидотитов (нередко всю оболочку поэтому называют также «перидотитовой»). Волновод (или астеносфера), находящийся в слое «В», согласно представлениям В. В. Белоусова, является зоной, обогащенной выплавленным из перидотита базальтом, причем на долю жидкой фракции базальта в волноводе приходится до 10% общего объема его массы. Плотность материала волновода ниже, чем плотность покрывающего слоя, поэтому материал волновода стремится всплыть. Жидкий базальт, скапливаясь у гребней выступов волновода, образует крупные скопления (астенолиты), которые могут отрываться от него и внедряться в земную кору, а при благоприятных условиях изливаться на поверхность.

Ультраосновные породы изучены на поверхности Земли в зонах так называемых глубинных разломов и кимберлитовых трубках алмазных копей в районе Кимберли (Южная Африка) и Якутии, где обломки этих пород приподняты вырвавшимися с больших глубин и под колоссальным давлением газами. Обнаружены они и в зонах, испытавших в древние эпохи прогибания больших амплитуд (например, на Урале). Образцы мантийных пород отобраны в разломных зонах Индийского и Атлантического океанов.
В более глубоких слоях мантии состав пород, по-видимому, не изменяется, а меняются лишь их физические свойства.

Ядро Земли считается с глубины 2900 км и до центра Земли. Причем до глубины 5000 км располагается внешнее ядро, а глубже - до центра - внутреннее ядро, или ядрышко. В интервале 5000-5100 км выделяется промежуточный слой.
Предполагали, что все ядро сложено железом, никелем и другими тяжелыми металлами, поэтому и называли его «нифе» (Nife). В настоящее время имеются сторонники железного ядра, большинство же ученых считает, что ядро отличается от вышележащих оболочек не столько по составу, сколько по состоянию слагающих его веществ. Впервые мысль об одинаковом составе оболочки и ядра высказал в 1939 г. В. Н. Лодочников. Под большим давлением, которое господствует в ядре (свыше 3,5 млн. атм), вещество, имеющее силикатный состав, находится в «металлизированном состоянии». Это значит, что под влиянием давления атомы подверглись частичному разрушению и потеряли свои некоторые электроны. На границе внутреннего ядра еще раз меняются физические свойства вещества. Возможно, что это изменение связано с отрывом еще большего числа электронов из атомных систем.
Давление. Учитывая плотность Земли и изменения ускорения силы тяжести, подсчитали давление на различных глубинах. По В. А. Магницкому, на глубине 1 км давление равно 275 атм., на глубине 50 км - около 13000 атм. (13 т/см.кв.), на верхней границе ядра - около 1,4 млн. атм., а в центре Земли - свыше 3,5 млн. атм.
Можно предполагать, что под тем огромным давлением, которое существует в центре Земли, вещество приобретает особые, плохо известные нам свойства.
Магнитные свойства Земли. Земля представляет собой гигантский магнит. Правда, магнитное поле Земли по своей величине очень мало (в сотни раз меньше поля между полюсами обычного магнита), но оно имеет в жизни Земли громадное значение. С помощью спутников и космических ракет установлено, что в 90 тыс. км от поверхности магнитное поле Земли становится в 10 тыс. раз слабее, чем на поверхности. На высоте 15 км магнитное поле слабее в 40 раз, чем на поверхности Земли. Магнитное поле ныне в районе северного полюса возрастает, а к югу убывает.

Магнитные явления связаны с движениями масс в геосферах и со скоплениями некоторых пород в земной коре. С первыми также связано появление особых магнитных возмущений за несколько недель перед землетрясением.
Магнетизм Земли характеризуется магнитным склонением и магнитным наклонением. Магнитное склонение есть угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана данного места. Склонение может быть восточным или западным. Линии, соединяющие на карте одинаковые склонения, называются изогонами. Изогона склонения, равная 0, называется нулевым магнитным меридианом. Изогоны сходятся в одной точке как на севере, так и на юге, но эти точки не совпадают с географическими полюсами. Координаты северного магнитного полюса 76° с. ш. и 100° в. д., южного - 68° ю. ш. и 143° в. д. (координаты даны по 1952 г.). Причину несовпадения магнитных полюсов с географическими можно объяснить неравномерным распределением суши и воды на поверхности Земли.

Магнитные полюса со временем меняют свое положение в связи с вековыми изменениями магнитного поля Земли. Перемещение магнитного поля Земли установлено по остаточному магнетизму в горных породах (т. е. по палеомагнетизму), а для исторического времени - по геомагнитному полю, запечатленному в кирпичах и черепице древних построек (т. е. по архео-магнетизму).
Магнитным наклонением называется угол наклона магнитной стрелки к горизонту; в северном полушарии к горизонту наклоняется северный конец стрелки, а в южном полушарии - южный. Соединяя точки равного наклонения, получают линии, называемые изоклинами. Величина наклонения в общем увеличивается от экватора к полюсам и достигает максимума у магнитных полюсов, где стрелка стоит вертикально. Изоклины проходят под прямым углом к изогонам. Сеть магнитных изоклин и изогон не совпадает с географической сетью широт и долгот.
Величины наклонения и склонения испытывают суточные, годовые и вековые колебания. По-видимому, это объясняется положением Земли по отношению к Солнцу и состоянием последнего в течение суток, года и веков.

В некоторых местах земной поверхности направления изоклин и изогон испытывают определенные изменения, связанные с существованием магнитных аномалий. Выяснилось, что магнитные аномалии часто обусловливаются залеганием в земной коре больших масс некоторых железистых горных пород. Магнитные аномалии могут быть вызваны также и сильными смещениями-разрывами - в земной коре, в результате чего приходят в соприкосновение породы с различной магнитной характеристикой. (Магнитная характеристика ныне широко используется для определения абсолютного возраста пород.)

В СССР поле очень интенсивной магнитной аномалии было отмечено еще в конце XIX в. (изучено уже в советское время) в Курской и Белгородской областях. Железные руды здесь создают напряженность, в 5 раз большую средней напряженности магнитного поля Земли. Кроме склонения и наклонения, не менее важно определить напряжение магнитного поля Земли, обусловливаемое циркуляцией внутри Земли электрических зарядов, оно также в различных местах имеет разное значение, изменяясь в зависимости от положения Земли относительно Солнца.

Наряду с правильными суточными изменениями магнитных элементов (наклонения, склонения и напряжения) наблюдаются иногда внезапные, выходящие далеко за пределы суточных, колебания. Эти колебания вызываются возмущением магнитного поля Земли, называемым магнитной бурей. Такие бури длятся обычно недолго, но иногда они могут продолжаться и в течение нескольких суток. Изучение магнитных бурь показало, что в одних случаях они сопровождают вулканические извержения. в других - наступают при прохождении грозы, в третьих - связаны с землетрясениями.
Сильнейшие магнитные бури разыгрываются часто на поверхности всей нашей планеты в период мощных вспышек на Солнце.
Тепловые свойства Земли. Земля обладает определенным количеством тепла. Различается теплота внешняя, исходящая от Солнца, и внутренняя, поступающая из недр Земли. В течение секунды поверхность Земли получает от Солнца 1,8х10 (в 24ст.) эрг лучистой энергии, превращающейся на поверхности Земли в тепло. Правда, около 37% из этого тепла Земля отражает в мировое пространство, но и оставшееся тепло так велико, что все остальные источники тепла (как внутреннее тепло Земли, в том числе и запасы угля, нефти, газа и т. п., так и внешнее - излучение Луны, звезд, космические лучи) по сравнению с ним ничтожно малы. Если бы освоить то количество солнечного тепла, которое приходится в течение года на 0,5 га поверхности, например, в Каракумах, то можно получить столько же энергии, сколько Днепрогэс вырабатывает за год. Тепло, получаемое Землей от Солнца, распределяется далеко неравномерно. Наблюдения показали, что в Антарктиде и на Северном полюсе, где в связи с наличием льдов в атмосфере меньше водяных паров, поглощающих тепло, 1 см.кв. получает солнечного тепла и света в среднем втрое больше, чем на экваторе. Однако полученное тепло на большей части площади их полностью излучается в мировое пространство вследствие прозрачности воздуха и меньшей мощности воздушной оболочки Земли, чем на экваторе. Более того, измерения, проведенные за МГГ, показали, что Антарктида является самой крупной областью с отрицательным годовым балансом тепла (поверхность Земли здесь излучает больше тепла, чем получает от Солнца), т. е. Антарктида рассеивает в мировое
пространство и часть того тепла, которое приносят туда теплые ветры.
Неодинаковое количество тепла, получаемое различными точками земной поверхности, обусловлено и тем, что ось вращения Земли располагается наклонно относительно плоскости эклиптики.

В значительной мере количество тепла, получаемое и отдаваемое поверхностью Земли, зависит и от ряда других факторов: от неравномерного распределения суши и воды, от рельефа земной поверхности (на каждые 100 м подъема над уровнем моря температура понижается на 0,5°), от развития растительного покрова, от воздушных и океанических течений и пр. Однако при всем разнообразии ландшафтов на поверхности Земли можно установить такие области, которые обладают одинаковыми либо среднегодовыми, либо среднемесячными температурами.
Для всего северного полушария принимается за среднегодовую температура воздуха 15,5° С, для южного - 13,6°. Средняя годовая температура отдельных пунктов в каждом полушарии снижается по направлению от экватора к полюсам. В приполярных областях она очень низкая: от -10 до -15° С и ниже. В этих местах температура почвы отрицательная и так называемая «вечная мерзлота» достигает здесь большой (до 700 м) мощности.

Верхняя толща Земли испытывает наибольшие колебания температур. Амплитуды колебаний наиболее значительны у самой поверхности Земли, где они иногда достигают 100° (в среднеазиатских пустынях). Вглубь от поверхности Земли колебания температур (суточные, годовые и тем более многолетние) уменьшаются, а на некоторой глубине они вовсе отсутствуют. Это так называемый пояс постоянной годовой температуры. Температура почвы здесь равна средней годовой температуре воздуха на поверхности Земли. Толщина земной коры, располагающаяся выше указанного пояса и испытывающая влияние солнечного тепла, получила название гелиотермической зоны.
Пояс постоянной температуры в разных местах располагается на различной глубине. Последняя зависит от разницы крайних значений температур на поверхности и от теплопроводности горных пород: чем резче колебания температур и выше теплопроводность горных пород, тем глубже расположен пояс постоянных температур. В Париже, например, пояс постоянной температуры располагается на глубине 28 м. (11,83°С), в Москве - на глубине 20,0 м (4,2°С). Солнечное тепло, следовательно, проникает в земную кору на 20-30 м.

Ниже пояса постоянной температуры следует зона геотермии, для которой свойственно тепло, генерируемое самой Землей. В зоне геотермии температура повышается с глубиной. Нарастание температуры с глубиной неодинаково в различных точках
земной поверхности. В областях ныне действующих или недавно потухших вулканов нарастание температуры идет очень быстро: при погружении на глубину 0,7—4,5 м. температура повышается на 1°. В областях, удаленных от вулканических проявлений, она нарастает значительно медленнее, но опять-таки не всюду одинаково. В районах более молодой складчатости температура на определенной глубине выше, чем в областях более древней складчатости. Так, в глубокой (1630 м) скважине в Москве температура 41° С, близ Ташкента (расположен в области, где земная кора более подвижна) на глубине уже в 900 м. температура 55°С, в Альпах (область молодых гор) при проходке Симплонского тоннеля на абс. отм. 668 м. обнаружена температура 56° С. Достоверными данными о температурах мы располагаем до глубины 7136 м; на этой глубине в США была зафиксирована температура в 244° С.

Измерения также показали, что температура даже в одном и том же месте с глубиной нарастает неравномерно. Так, в скважине, заложенной в Северном Прикаспии, температура на глубине 500 м оказалась равной 42,2°, на глубине 1000 м. - 55,2°, на глубине 1500 м. - 69,9°, на глубине 2000 м. - 80,4°, на глубине 2500 м. - 94,4°, на глубине 3000 м. - 108,3° С. Это указывает, что на изменение температуры влияют многие факторы, на некоторых из них мы ниже остановимся.
В среднем температура в осадочных породах нарастает на 1° при углублении на 33 м. То расстояние в метрах, на которое надо углубиться внутрь Земли, чтобы произошло повышение температуры на ГС, называется геотермической ступенью; прирост температуры в градусах при углублении на 100 м называется геотермическим градиентом.
Однако из-за неравных геологических условий фактическая геотермическая ступень в верхних частях земной коры различна в разных ее точках. Так, в США величина ступени изменяется от 7 до 138 м., в Западной Европе - от 28 до 36 м., в СССР - от единиц метров до 30-38 м в районах развития горизонтально-лежащих осадочных толщ и до 150 м. в районах развития метаморфических и магматических пород. Геотермическая ступень в районе Пятигорска равна 1,5 м., Ленинграда - 19,6 м., Москвы - 38,4 м, в Карелии - 100 и более метров.

Различия в величине геотермической ступени вызываются: а) разной теплопроводностью и радиоактивностью горных пород: чем больше теплопроводность и радиоактивность горных пород, слагающих соответствующий участок земной коры, тем меньше геотермическая ступень, и наоборот; б) гидрохимическими процессами: если в данном участке земной коры преобладают реакции с выделением тепла, геотермическая ступень меньше; в) условиями залегания горных пород и возрастом нарушения их залегания; наблюдения показали, что температура нарастает в три раза быстрее в слоях, собранных в складки в недавнее время; г) характером подземных вод: потоки горячих подземных вод, прогревая горные породы, уменьшают тем самым геотермический градиент; холодные потоки подземных вод понижают температуру горных пород даже на сравнительно больших глубинах; д) удаленностью от океана: около океана геотермическая ступень больше, а на континенте, вдали от моря, меньше, так как огромные массы воды оказывают охлаждающее влияние на геотермический режим местности.
Изучение геотермических условий недр Земли имеет большое практическое и теоретическое значение. В одних случаях приходится принимать меры для искусственного понижения температуры (в глубоких выработках), в других - использовать пар и горячие источники, выходящие на поверхность Земли. Подземное тепло используется, например, в Италии; в СССР на природном тепле построена на Камчатке экспериментально-промышленная электростанция.

В настоящее время не известно, как изменяется величина геотермической ступени на глубинах более 15-20 км. До этих глубин, согласно расчетам, сохраняется геотермическая ступень, известная для поверхностных горизонтов земной коры. Ниже рост температур, видимо, замедляется. Иначе было бы нарушение магнитных свойств Земли. По расчетам В. А. Магницкого, на глубине 100 км температура равна 1300°, на глубине 400 км - 1700°, 5000 км - 5000° С. Во внутреннем ядре температура может быть или такой же, как во внешнем, или немного выше. При этом возможно, что поверхностные слои Земли вступили в стадию остывания, в то время как нижние слои верхней мантии и мантии в целом и ядро Земли могут еще разогреваться за счет тепла, образующегося при радиоактивном самораспаде тяжелых неустойчивых элементов, и тепла, возникающего при перемещении легкоплавких компонентов вещества Земли вверх, а тугоплавких - вниз. По данным Е. А. Любимовой, максимальная температура Земли 4000°С характерна для глубин от 2 до 3 тыс. км.

 

Добавить комментарий

:D:lol::-);-)8):-|:-*:oops::sad::cry::o:-?:-x:eek::zzz:P:roll::sigh:
Жирный Цитата


« Пред.   След. »
 
   
         
 
Design by Камни
Rambler's Top100