Тема 1

Сучасні уявлення про походження та будову землі. Геосфери.

 

Головним об'єктом вивчення геології є земна кора - верхня оболонка Землі. У сферу найважливіших інтересів геології входить і літосфера, що крім земної кори охоплює частину верхньої мантії.

Літосфера (земна кора) - це не тільки джерело мінеральної сировини, але, насамперед, сфера будівельної діяльності людини. Саме на її поверхні зводяться різного роду інженерні спорудження - промислові й цивільні будинки, транспортні магістралі, трубопроводи, греблі й т.ін. Забезпечити їхню стійкість і надійну експлуатацію, а також передбачати й значною мірою запобігати негативним наслідкам небезпечних для людини геологічних процесів (зсуви, обвали, селі, карст і ін.) неможливо без знання основних закономірностей будови й розвитку літосфери (земної кори).

 

1.1. Походження, форма й будова Землі

Походження Землі. Наука про походження космічних тіл та їх систем (Сонячної, окремих планет, зірок і т.ін.) називається космогонією.

Відповідно до сучасних космогонічних подань, що виникли на основі гіпотези Канта-Лапласа й згодом розвинені О. Ю. Шмідтом, Ф. Хойлом, Е. Шацманом та ін., Земля утворилася близько 4,7 млрд років тому з розсіяної в протосонячній системі відносної холодної газово-пилової хмари. Згущення холодного космічного пилу в результаті процесів акреції (злипання й подальшого росту) сприяло формуванню щільних згустків, які перетворювалися в планетоезималіїї розміром до 1 км. Подальша акреція скупчень планетоезималій навколо певних центрів привела до утворення зародків майбутніх планет, привела до утворення Сонячної системи й планети Земля.

Як вважають багато вчених, початкове становлення планети Земля тривало протягом приблизно 0,5 млрд років, після чого утворилися перші гірські породи й почалася геологічна історія Землі.

Форма й будова Землі. Істинну, властиву тільки Землі форму відбиває геоїд. На відміну від сфероїда ця форма враховує реально існуючі на Землі перепади висот від вершин гір до глибоких океанічних западин і є найбільш достовірною.

Середній радіус Землі — 6371 км, екваторіальний 6378 км і полярний 6356 км. Площа поверхні Землі становить близько 510,2 млн. км², у тому числі суши — 149,1 млн. км², або 29,2%, морів і океанів — 361,1 млн. км², або 70,8%.

Маса Землі дорівнює 5,976 х 10⁹ трлн. т, середня щільність – 5,52 г/см³. Оскільки середня щільність гірських порід на поверхні Землі становить 2,7 – 3,0 г/см³, варто вважати, що із глибиною густина речовини підвищується, досягаючи в центрі Землі 11,5 – 12,3 г/см³.

 

1.2. Геосфери.

На підставі вивчення характеру поширення сейсмічних хвиль, визначення маси й щільності Землі встановлено, що наша планета має неоднорідну будову й складається з концентричних оболонок - геосфер (рис. 1.1). До внутрішніх геосфер відносяться ядро, мантія й літосфера

 

Рис. 1.1. Внутрішні геосфери Землі: А — літосфера; Б — верхня мантія; В — нижня мантія; Г — зовнішнє ядро; Д — внутрішнє ядро (земна кора), до зовнішніх – гідросфера, атмосфера й біосфера.

 

Безпосередньому спостереженню доступні лише зовнішні геосфери й сама верхня частина літосфери. За допомогою свердловин людині вдалося проникнути на глибину не більше 12,5 км.

Між геосферами Землі відбувається постійний взаємний обмін речовиною й енергією. Літосфера, атмосфера, гідросфера й біосфера тісно взаємодіють між собою. У сукупності вони визначають основні особливості розвитку геологічного середовища.

Внутрішні геосфери. Ядро Землі починається із глибини 2900 км. Земне ядро ділять на рідке (зовнішнє) ядро (2900 – 5000 км), перехідний шар в інтервалі глибин 5000 – 5100 км і тверде (внутрішнє) ядро (5100 – 6371 км). Ядро майже вдвічі щільніше, ніж мантія, і воно, імовірно, складається із заліза й нікелю з домішками кремнію й сірки. Температура ядра більше 3500°С.

Мантія Землі розташовується на глибині 5 – 75 км від поверхні землі до глибини 2900 км і складається із двох частин – нижньої й верхньої мантії. Завдяки величезному тиску (до 136 ГН/м²) речовина мантії щільна, у її складі переважають залізо, кремній, а також магній, нікель і інші елементи.

Разом з ядром мантія формує гравітаційне поле Землі й разом із сонячною радіацією багато в чому визначає температурний режим Землі.

У верхній частині мантії знаходиться шар зниженої міцності й в'язкості, що одержав назву астеносфери. Підвищена текучість речовини в літосфері обумовлює переміщення літосферних плит, а при наявності в земній корі розломів – виливи підкіркових мас на поверхню. У цій зоні зароджуються сейсмічні, вулканічні, горотворчі й інші процеси, що визначають ступінь стабільності ділянок земної кори.

Літосфера (від грецьк. litos – камінь, sphaira – куля) – тверда кам'яна оболонка Землі, що включає земну кору й частину верхньої мантії (субстрат). Межа між ними називається поверхнею Мохоровича.

Земна кора різна за своїм складом, будовою та потужністю на континентах і в океані. Розрізняють два типи земної кори: континентальний („гранітний”) і океанічний („базальтовий”).

Континентальна (материкова) кора має потужність під рівнинами в середньому 33 км, досягаючи 60-75 км під горами (Гімалаями, Андами й ін.). У будові континентальної кори виділяють три шари: 1) осадовий, що складається з осадових порід потужністю до 20 км; 2) „гранітний”, утворений гранітоїдами - світловикрашеними гірськими породами потужністю 10-40 км; 3) „базальтовий”; швидкість поширення сейсмічних хвиль у цьому шарі 6,4-7,3 км/год, що характерно для базальту, звідси назва шару – „базальтовий”. Його потужність становить 15-35 км. Складається переважно з гірської породи габро.

Океанічна кора має двошарову будову, в ній виключається „гранітний” шар. Її потужність обмежена лише 5 - 8 км. У перехідній зоні від материка до океану залягає кора проміжного типу (субконтинентальна або субокеанічна).

 

1.3. Температурний режим земної кори

Земна кора знаходиться під впливом внутрішніх і зовнішніх джерел тепла. Внутрішнє тепло Землі пов'язане з виділенням тепла з ядра та мантії, внаслідок розпаду радіоактивних елементів (урану, торію, калію й ін.). Це так зване радіогенне тепло, що визначає розвиток внутрішніх (ендогенних) геологічних процесів. Іншими джерелами внутрішньої теплової енергії є гравітаційна диференціація речовини й припливне тертя, що виникає при уповільненні обертання Землі через припливну взаємодію між Місяцем і Сонцем.

Зовнішнє тепло Землі обумовлене потужним сонячним випромінюванням у кількості 5,26 * 10¹⁵ МДж у рік.

Вивчення температурного режиму верхньої частини земної кори має найважливіше значення при бурінні надглибоких свердловин, а також при глибокому підземному будівництві (проходка тунелів, шахт і інших підземних споруд). В областях сезонного промерзання ґрунтів, а також поблизу джерел теплового техногенного впливу температура гірських порід також багато в чому визначає їхні будівельні властивості й вимагає спеціального вивчення. Варто враховувати, що техногенні (штучні) джерела теплової енергії (підземна газифікація вугілля, глибинний випал, промислове виробництво й т.ін.) роблять все більший вплив на температурний режим поверхневої частини земної кори й значно змінюють його.

Проте вирішальний вплив на температурний режим самої верхньої частини земної кори робить сонячна радіація (99,5%) і в значно меншій ступені енергія надр планети (0,5%). Однак значення останньої із глибиною постійно зростає.

У верхній частині земної кори виділяють три температурні зони (мал. 1.2): I – змінних температур, ІІ – постійних температур і ІІІ – зростання температур. Зміна температур у зоні I визначається кліматичними умовами місцевості. Для середніх широт характерні крива а (літній період) і крива б (зимовий період). Річні (сезонні) коливання температур загасають на глибинах 12 – 15 м, іноді більше (до 20 – 30 м), а добові звичайно не перевищують 1,5 м. У зимовий період утвориться подзона IA, де температура опускається нижче нуля градусів. Потужність підзони IA, або, інакше, глибина сезонного промерзання, залежить від клімату, типу гірських порід і інших факторів і коливається від декількох сантиметрів до 2 м і більше.

По мірі заглиблення в надра Землі вплив добових і сезонних коливань зменшується, і на глибині приблизно 15 – 30 м знаходиться зона постійної температури (II), рівна середньорічний для даної місцевості. Наприклад, у м. Москві пояс постійних температур (4,2°С) проходить на глибині 20 м, а в Парижі — на глибині 28 м (11,8°С).

Рис. 1.2. Температурні зони у верхній частині земної кори.

 

Нижче зони постійних температур (II) перебуває зона III, у межах якої температура із глибиною зростає. Це пов'язане з тепловим потоком, що надходить із внутрішніх частин Землі. Величина зростання температури на кожні 100 м називається геотермічним градієнтом (у °С), а глибина, при якій температура підвищується на 1°С, — геотермічною ступінню. У середньому геотермічний градієнт приймається рівним 30°С на 1 км, а геотермічна ступінь – 33 м. Однак, як показали результати буріння надглибокої свердловини (12,5 км) на Кольському півострові, геотермічний градієнт, рівний 30° на 1 км, характерний тільки для самої верхньої частини земної кори. Очевидно, закономірне зростання температури із глибиною, відповідно до прийнятого геотермічним градієнтом, справедливо лише до деякої глибини, а геотермічна ступінь на різних ділянках Землі також може коливатися в досить широких межах (Мончетундра – 6,54 м, Донецький басейн - 30,68 м і т. д.).