Б) геотермічна щабель і геотермічний градієнт

Земна кора - верхня частина літосфери. У масштабах всієї земної кулі її можна порівняти з найтоншої плівкою - настільки незначна її потужність. Але навіть цю саму верхню оболонку планети ми знаємо не дуже добре. Як же можна дізнатися про будову земної кори, якщо навіть найглибші свердловини, пробурені в корі, не виходять за перший десяток кілометрів? На, допомога вченим приходить сейсмолокація. Розшифровуючи швидкість проходження сейсмічних хвиль через різні середовища, можна отримати дані про щільність земних шарів, зробити висновок про їх склад. Під континентами і океанічними западинами будова земної кори по-різному.

А) Океанічна кора

Океанічна земна кора тонша (5-7 км), ніж континентальна, і складається з двох шарів - нижнього базальтового і верхнього осадового. Нижче базальтового шару знаходиться поверхню Мохо і верхня мантія. Рельєф дна океанів дуже складний. Серед різноманітних форм рельєфу особливо виділяються величезні серединно-океанічні хребти. У цих місцях відбувається зародження молодий базальтової океанічної кори з речовини мантії. Через глибинний розлом, що проходить уздовж вершин по центру хребта - рифт, магма виходить на поверхню, розтікаючись в різні боки у вигляді лавових підводних потоків, постійно розсуваючи в різні боки стінки рифтової ущелини. Цей процес називається спредингом.

Серединно-океанічні хребти підносяться над дном океанів на кілька кілометрів, а їх протяжність досягає 80 тис. Км. Хребти розсікаються паралельними поперечними розломами. Їх називають трансформними. Рифтові зони - самі неспокійні сейсмічні зони Землі. Базальтовий шар перекривають товщі морських осадових відкладень - мулів, глин різного складу.

Б) Континентальна кора.

Континентальна земна кора займає меншу площу (близько 40% поверхні Землі - прим. Від geoglobus.ru), але має більш складну будову і набагато більшу потужність. Під високими горами її товщина вимірюється 60-70 кілометрами. Будова кори континентального типу тричлен - базальтовий, гранітний і осадовий шари. Гранітний шар виходить на поверхню на ділянках, іменованих щитами. Наприклад, Балтійський щит, частину якого займає Кольський півострів, складний породами гранітного складу. Саме тут велося глибоке буріння, і Кольська надглибока свердловина досягла позначки 12 км. Але спроби пробурити весь гранітний шар наскрізь виявилися невдалими.

Шельф - підводна окраїна материка - також має континентальну кору. Те ж відноситься і до великих островів - Нової Зеландії, островів Калімантан, Сулавесі, Нова Гвінея, Гренландія, Сахалін, Мадагаскар і іншим. Окраїнні моря і внутрішні моря, такі як Середземне, Чорне, Азовське, розташовані на корі континентального типу.

Говорити про базальтовому і гранітному шарах континентальної кори можна лише умовно. Мається на увазі, що швидкість проходження сейсмічних хвиль в цих шарах схожа із швидкістю проходження їх в породах базальтового і гранітного складу. Кордон гранітного і базальтового шарів виділяється не дуже чітко і змінюється по глибині. Базальтовий шар межує з поверхнею Мохо. Верхній осадовий шар змінює свою товщину в залежності від рельєфу поверхні. Так, в гірських районах він тонкий або взагалі відсутня, так як зовнішні сили Землі переміщують пухкий матеріал вниз по схилах - прим. від geoglobus.ru. Зате в передгір'ях, на рівнинах, в улоговинах і западинах він досягає значних потужностей. Наприклад, в Прикаспійської низовини, яка відчуває занурення, осадовий шар сягає 22 км

Тема 2: ТЕМПЕРАТУРА В НАДРА ЗЕМЛІ.

А) Зміна температури з глибиною, причини її зміни:
Тепловий режим Землі складається з двох видів: зовнішньої теплоти, одержуваної у вигляді сонячної радіації, і внутрішньої, що зароджується в надрах планети. Сонце дає Землі величезна кількість теплової енергії. Різні ділянки земної кулі отримують неоднакову кількість теплової енергії: області розташовані поблизу екватора і тропіків - більше, а області помірних широт і полярні області - менше. Сонячна енергія зазвичай проникає вглиб земної кори на глибину 10-12 км. З глибиною в надрах Землі збільшується роль внутрішньої енергії. На деякій глибині від поверхні Землі розташовується пояс постійної температури, нижче його відбувається збільшення температури. Вона залежить від складу порід, що вміщають, діяльності теплих джерел і теплоти надходить з надр Землі.

Б) Геотермічний ступінь і геотермічний градієнт.

Геотермічний ступінь -збільшення глибини в земній корі (в метрах), відповідне підвищення темп-ри гірських порід на 1оС. В середньому Г. с. дорівнює 30-40 л; в кристалічних. породах в дек. раз більше (до 120-200 м), ніж в осадових. Коливається в значить, не більше в залежності від глибини і місця (від 5 до 150 м). Для Москви середня величина Г. с. дорівнює 38,4 м. Вимірювання приросту темп-ри гірських порід зі збільшенням глибин їх залягання встановлюється геотермічних градієнтом.

Геотермічних градієнтом. величина, на яку підвищується температура гірських порід зі збільшенням глибин залягання на кожні 100 м. В середньому для глибин кори, доступних безпосереднім температурним вимірам, величина Г. р приймається рівною приблизно 3 ° С. Г. р змінюється від місця до місця в залежності від форм земної поверхні, теплопровідності гірських порід, циркуляції підземних вод, близькості вулканічних вогнищ, різних хімічних реакцій, що відбуваються в земній корі. Закономірний зростання температури зі збільшенням глибини вказує на існування теплового потоку з надр Землі до поверхні. Величина цього потоку дорівнює добутку Г. р на коефіцієнт теплопровідності.

Пояс постійної температури в Москві розташовується на глибині 20 м (4,2 ° С), в Парижі протягом 100 років на глибині 28 м зазначається температура 11,83 ° С. Глибше цього пояса, в напрямку від поверхні Землі до центру, температура поступово підвищується: в середньому на кожні 33 м на 1 ° С. Це так звана геотермічна щабель. Величина геотермической ступені в

різних місцях і на різних глибинах неоднакова і коливається від 5 до 150 м. У вулканічних районах з глибиною температура підвищується дуже швидко.

Приріст температури на кожні 100 м поглиблення від зони постійної температури називається геотермічних градієнтом. Він також в різних місцях і на різних глибинах має неоднакову величину. З глибиною в середньому на кожні 100 м температура збільшується на 3 ° С.

Найбільший геотермічний градієнт - 150 ° С / км спостерігався в Бонанца, США, штат Орагон, найменший градієнт - 6 0 С / км - в Вітватерсранді, Південна Африка. Відмінності у величині геотермической ступені і геотермічного градієнта обумовлені різною радіоактивністю і теплопровідністю гірських порід, різними умовами залягання гірських порід (температура вище в шарах, зібраних в складки недавно), гідрохімічними процесами (в залежності від того, які реакції переважають: з виділенням тепла або з поглинанням), температурою підземних вод, циркулюючих в товщі порід.

А) Мінерал (фр. Minéral, від позднелат. minera - руда) - природне тіло з певним хімічним складом і кристалічною структурою, що утворюється в результаті природних фізико-хімічних процесів і володіє певними фізичними, механічними і хімічними властивостями. Є складовою частиною земної кори, гірських порід, руд, метеоритів. Вивченням мінералів займається наука мінералогія. В даний час встановлено близько 3500 мінеральних видів. Однак лише кілька десятків мінералів (близько 70) користуються широким розповсюдженням. Вони входять до складу гірських порід і називаються породообразующими.

Б) Класифікація мінералів за хімічним складом:

Наводимо коротку характеристику основних класів мінералів.

Силікати (польові шпати, слюди, піроксени, хлорити та ін.). Найбільш численний клас (до 800 мінералів), що складає по масі більше 90% всієї земної кори. В основі будови всіх силікатів - кремнекислородних тетраедр [SiO4] 4. Силікати є породообразующими мінералами для більшості магматичних і метаморфічних гірських порід. Найпоширенішими серед силікатів є польові шпати, які поділяються на калієво-натрієві (ортоклаз) і вапняно-натрієві, або плагіоклази (альбіт, Лабрадор, анортит).

У складі силікатів велике практичне значення має група глинистих мінералів - каолініт, гідрослюда і особливо монтмориллонит. Ці мінерали багато в чому визначають інженерно геологічні особливості глинистих порід і відрізняються досить високою дисперсністю (<1 мкм).

Карбонати (кальцит - СаСОе, доломіт - СаМg (С03) 2, сидерит - FеС03 і ін.) - В клас карбонатів входить до 80 мінералів, найбільш відомий серед них кальцит, що входить до складу таких гірських порід, як вапняк і мармур. Карбонати розчиняються у воді і викликають розвиток небезпечних геологічних процесів.

Оксиди і гідроксиди (кварц і халцедон - SiO2, опал - SiO2 • nН20, лимонит - Fe2Ое • nН20 і ін.). Найбільш поширеним і досить стійким мінералом серед них є кварц, що входить до складу майже всіх гірських порід.

Сульфіди (пірит FеS2, галеніт РbS, сфалерит ZnS і ін.) В хімічному відношенні є з'єднання різних елементів з сіркою. Найбільш поширений серед них пірит, негативно впливає на якість природних будівельних матеріалів. Всього в класі сульфідів налічується до 200 мінералів.

Сульфати (гіпс СаS04 • 2Н20, ангідрит СаS04, барит ВаS04 і ін.) - солі сірчаної кислоти, типові мінерали осадових гірських порід. Представники цього класу налічують до 260 мінералів. Їх характерна особливість - розчинність в воді, що є причиною розвитку (як і в карбонатах) небезпечного геологічного процесу - карсту.

Галоїди (галіт - NаС1, сильвин - КС1, флюорит - СаF2 і ін.) - солі галоїдних-водневих кислот. Багато з них розчиняються у воді і надають їй підвищену мінералізацію.

Вольфрамати (вольфрамит - (FеМn)> WO4 і ін.) Не мають породообразующего значення і в гірських породах зустрічаються вкрай рідко. Багато сплави вольфраматів мають дуже високу твердість, наприклад переможе, широко використовуваний при бурінні свердловин.

Самородні елементи (алмаз - С, сірка - S, золото - Аu і ін.). У цей клас входить близько 50 мінералів. Зустрічаються вони рідко, і в земній корі їх маса не перевищує 0,1%.