Файл: Свинко Й. М. Сивий М. Я. Геологія.pdf

почалося стискання туманності й утворення центрального згустка — Сонця. Потім від Сонця планетам передавався МКР, електромагнітним чи турбулентно-конвектив- ним шляхом утворювалися кільця, подібні як у Сатурна, відбувалась акреція матеріалу кілець спочатку в планетезималі, а потім у планети. Весь процес відбувався дуже швидко — протягом близько 100 млн років.

Рис. 2. Утворення планет за гіпотезою О. Ю. Шмідта

Стосовно послідовності формування внутрішніх частин планети існують різні погляди. Наприклад, Земля спочатку була невідсортованим конгломератом залізосилікатної речовини, в подальшому внаслідок гравітації відбувся поділ на залізне ядро і силікатну мантію - так звана гомогенна акреція. Прихильники гетерогенної акреції вважають, що спочатку акумулювалося тугоплавке залізне ядро, потім на нього налипали більш легкоплавкі силікатні частинки. Залежно від підходу може йтися і про ступінь первісного розігріву Землі. Справді, одразу ж після свого утворення планета почала розігріватися внаслідок сумісної дії кількох чинників: бомбардування її поверхні планетезималями, що супроводжувалося виділенням тепла; розпаду радіоактивних ізотопів, у тому числі короткоживучих ізотопів алюмінію, йоду, плутонію тощо; гравітаційної диференціації надр (з позицій гомогенної акреції). На думку деяких дослідників, на цій ранній стадії формування планети зовнішні частини могли перебувати в стані, близькому до розплаву.

Форма і розміри Землі. Перші припущення щодо форми Землі висловлювали ще стародавні греки. Наукові докази кулеподібності нашої планети наведено в працях Арістотеля (384—322 рр. до н.е.), який пояснював сутність місячних затемнень тінню, яку відкидає на Місяць Земля. У XVIII ст. англійським фізиком І. Ньютоном доведено, що внаслідок спільної дії гравітаційних та відцентрових сил, які виникають під час обертання планети, Земля має сплющуватися з полюсів уздовж напрямку, що їх сполучає. Нині виявлено, що полярний радіус менший від екваторіального на 21,38 км (Rп=6356,78 км, Rе =6378,16 км). Така фігура Землі дістала назву еліпсоїда обертання, або сфероїда. У

подальшому, з появою точніших методик вимірювання, було визначено, що Земля дешо сплюснута й по екватору: різниця між найбільшим і найменшим радіусами Землі на екваторі становить 213 м. Звідси виходить, що Земля є тривісним еліпсоїдом з подвійним (полярним і екваторіальним) сплющенням.

За сучасними уявленнями, найближчою фігурою до істинної форми Землі вважається геоїд. Поверхня геоїда збігається з поверхнею води в Світовому океані, уявно проведеною і під материками, причому сила тяжіння в будьякій точці геоїда має бути спрямована перпендикулярно до його поверхні. Поверхня геоїда, як правило, не збігається ні з рельєфом Землі, ні з поверхнею еліпсоїда (рис. 3).

Площа земного геоїда становить близько 510 млн км2, об'єм

— 61,083 млрд км3, радіус кулі, рівновеликої геоїду, — 6371 км. Довжина кола земного меридіана — 40 008 550 м, довжина екватора - 40 075 700 м.

Рис. 3. Співвідношення рельєфів поверхні Землі, сфероїда й геоїда:

1 — поверхня рельєфу; 2 — сфероїд; 3 — геоїд

Відхилення поверхні геоїда від еліпсоїда місцями досягають ± (100... 150) м і пов'язані з нерівномірним розподілом мас у тілі Землі. Найбільш понижені ділянки геоїда відносно поверхні еліпсоїда спостерігають в Індійському океані, а максимальне підняття відмічають в Атлантичному океані.

1.3.

Будова й фізичні властивості Землі

Сучасні уявлення про внутрішню будову Землі добуто з допомогою геофізичних методів, переважно сейсмічного. Останній грунтується на вивченні швидкостей поширення в надрах Землі пружних коливань, які виникають під час землетрусів і штучних вибухів. Хвилі, що поширюються від гіпоцентрів природних або штучних землетрусів, поділяються на поздовжні і поперечні. Поздовжні хвилі поширюються в твердому й рідкому середовищах, поперечні - лише в твердому. Швидкість поширення пружних коливань залежить від щільності порід, в яких вони поширюються, та зростає зі збільшенням щільності.

Сейсмічним методом всередині Землі виділено декілька концентричних оболонок, або геосфер, які позначено латинськими буквами (рис. 4).

Земна кора (шар А) — верхня тверда оболонка Землі, яка має різну потужність і будову під континентами та океанами. Згідно з цим розрізняються два типи кори: 1) континентальний та 2) океанічний.

24

• Континентальний тип характеризується середніми потужностями близько 35...40 км, типовими для рівнинних територій — платформ; максимальним значенням потужностей відповідають високогірні райони (понад 70 км під Гімалаями).

Гірські породи — це мінеральні агрегати, які утворюють самостійні геологічні тіла, що скла­ дають земну кору. Відрізняються вони за скла­ дом, будовою та умовами формування.

Породи, складені багатьма мінералами, називають полімінеральними — це більшість гірських порід.

Породи, складені одним мінералом — мономінеральні. Наприклад, вапняк, складений кальцитом; кварцит, складений кварцем.

Полімінеральні породи — це, наприклад, граніт, складений кварцем, польовими шпатами, біотитом та іншими мінералами. Серед мінералів, які формують породи, прийнято виділяти основні, або породоутворювальні, і другорядні, або акцесорні, тобто ті, шо містяться в породах у невеликих кількостях у вигляді домішок.

Будову породи характеризують поняття структури й текстури.

Структура породи визначається її внутрішніми особливостями і характеризується ступенем кристалічності, розмірами зерен, їхньою формою, співвідношеннями між ними.

Текстура — це зовнішні ознаки породи, зумовлені взаємним розміщенням її складових частин і способом заповнення простору.

За походженням всі гірські породи поділяються на магматичні, осадові і метаморфічні.

Магматичні породи утворюються внаслідок кристалізації природних силікатних розплавів (магми).

Осадові породи утворюються на поверхні Землі за рахунок руйну­ вання раніше утворених порід. їх поділяють на уламкові, тобто утворені внаслідок фізичного руйнування та нагромадження уламків гірських порід, хімічні (або хемогенні) - осаджені хімічним шляхом на дні водойм і органогенні - утворені з решток організмів чи продуктів їх життєдіяльності.

25

Метаморфічні породи формуються з магматичних чи осадових під дією різних глибинних чинників: високих температур і тисків, гідротермаль­ них розчинів і газів, які виділяються з магматичного розплаву.

В структурі кори виділяють три шари (згори донизу): осадовий 1, гранітно-метаморфічний 2 і базальтовий З (рис. 5). Шар, що лежить нижче базальтового, відповідає мантії 4.

Рис. 5. Будова земної кори:

1— осадовий шар; 2 — гранітно-метаморфічний шар; З — базальтовий шар;

4 — мантія

Осадовий шар складений породами, що утворилися в результаті осадження з вод морів, озер, річок. Найтиповішими з них є пісковики, вапняки, глини, мергелі тощо. Потужність шару, зазвичай, не перевищує 10... 15 км, а швидкість поширення поздовжніх хвиль — 1,5...5 км/с.

Нижче залягає гранітно-метаморфічний шар, складений породами з високим вмістом кремнезему (SіО2) (граніти), утвореними шляхом кристалізації з магми, і породами, які сформувалися з осадових та магматичних порід під дією високих температур і тисків (гнейси, кристалічні сланці тощо). Потужність шару становить 10...20 км, швидкість поздовжніх хвиль у ньому — 5,5...6,2 км/с. Підошву шару з 1925 р. називають поверхнею Конрада — за ім'ям її першовідкривача.

26

Поверхня Конрада відокремлює гранітно-метаморфіч- ний шар від базальтового, що залягає нижче.

Слід зазначити, однак, шо поверхня Конрада, яка відповідає стрибку швидкості поширення пружних коливань, інколи не відбиває речовинних неоднорідностей земної кори і може бути інтерпретована з інших позицій. Це підтвердилось, зокрема, під час буріння Кольської надглибокої свердловини. За прогнозами геофізиків, ця свердловина вже на глибині 7 км мала б увійти в базальтовий шар. Базальтів, однак, не було виявлено і до глибини 12 км, а зафіксоване на глибині 7 км стрибкоподібне зростання швидкості поширення сейсмічних хвиль пояснюється ущільненням порід на великих глибинах.

Базальтовий шар складений переважно продуктами вулканічних вивержень — базальтами та метаморфічними породами — амфіболітами. Потужність його досягає 40 км,

ашвидкість поздовжніх хвиль — 6,5...7,4 км/с.

•Океанічний тип кори — шар має меншу потужність (у середньому 5...10 км) і тришарову структуру. Верхній осадовий шар найчастіше складений пухкими глибоководними осадками потужністю до кількох сотень метрів; швидкість поширення сейсмічних хвиль у ньому становить 1,5...2,5 км/с. Другий шар — базальтовий, його потужність до 3 км зі швидкістю поширення поздовжніх хвиль 2,2...5,5 км/с. Третій шар, складений основними та ультраосновними породами (габро, перидотитами, серпентинітами), має середню потужність 5...6 км, швидкість поширення сейсмічних хвиль у ньому становить 6,4...7,2 км/с.

Океанічна кора характерна для ложа Світового океану. Зчленування двох основних типів кори відбувається по-різному. Для узбережжів Атлантичного, Індійського, Північного Льодовитого океанів характерне поступове виклинювання гранітно-метаморфічного шару в межах континентального схилу. В цьому разі океанічна кора контактує з континентальною в зоні підніжжя континентального схилу. Такий тип перехідних зон називають атлантичним. Зовсім іншу картину спостерігають на західному узбережжі Тихого океану. Тут виділяють субконтинентальний і субокеанічний перехідні типи кори.

Субконтинентальний тип кори відрізняється від континентального меншою потужністю і нечітко вираженою поверхнею Конрада. Потужність кори становить 20...30 км (осадовий шар — сотні метрів, гранітно-метаморфічний

27

шар — до 10 км, базальтовий — 10... 15 км). Таку будову мас кора острівних дуг (Курильської, Алеутської тощо).

Субокеанічний тип кори має потужність до 25 км. Особливістю кори цього типу є підвищена потужність осадового шару — до 15 км. Характерний для глибоководних котловин окраїнних морів (Охотське, Японське) та для деяких внутрішніх морів (Чорне, Середземне). Субконтинентальні і субокеанічні ділянки дна океанів зчленовані між собою зонами розломів. Такий складний і різкий перехідний тип кори називають тихоокеанським.

Нижньою межею земної кори під континентами і океанами вважають поверхню Мохоровичича (скорочено Мохо, або М), названу за іменем хорватського геофізика у 1909 р. На цій поверхні змінюється швидкість поширення сейсмічних хвиль. Нижче залягає мантія, яка поділяється на верхню, середню та нижню.

Верхня мантія (шар В) простягається до глибини від 410 до 650 км і характеризується в цілому зростанням з глибиною швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль від 7,9 до 9 км/с. Однак у межах верхньої мантії виявлено шар непостійної потужності, в якому знижується швидкість поширення поперечних хвиль. Вважають, що речовина в цьому шарі перебуває в стані часткового розплавлення, має знижену в'язкість, пластичність. Цей шар називають астеносферою (або шаром Гутенберга). Астеносфера відіграє вирішальну роль у тектонічних процесах верств, що залягають вище; в цій зоні спостерігають осередки глибокофокусних землетрусів, зароджуються магматичні розплави, які за сприятливих умов проникають в товщу земної кори.

Земна кора разом із надастеносферним шаром верхньої мантії складають літосферу ("кам'яну оболонку") Землі

— єдиний жорсткий шар, який ніби "плаває" в пластичній астеносфері. Вважають, що верхня мантія складена темними щільними породами, можливо перидотитами, дунітами, еклогітами.

Глибина залягання астеносфери під материками та океанами різна. Виявлено, що під рифами серединноокеанічних хребтів астеносфера розташована часто на глибині 2...3 км від поверхні дна, на периферії океанів глибина залягання астеносфери становить 80... 100 км, а під континентами — ще глибше, в центральних частинах плат-

форм, під щитами астеносфери не виявлено до глибини 200...250 км.

Втім, на думку сучасних дослідників, астеносфера може, по-перше, залягати глибше, а по-друге, мати підвищену (порівняно з океанами та орогенами) в'язкість, шо ускладнює її виявлення. Вважають, шо максимальна глибина поширення астеносфери становить 300...400 км.

Крім того, земна кора і верхня мантія утворюють тектоносферу, тобто зону, де відбуваються основні тектонічні і магматичні процеси.

Із астеносферою пов'язане явище ізостазії — стану рівноваги мас земної кори і мантії. Поняття ізостазії було запроваджене в геології ще в середині XIX ст., коли виникла потреба в поясненні занурення окремих ділянок планети, скажімо, під вагою льодовикових щитів, і вирівнювання їх після зняття навантаження чи підняття територій унаслідок процесів денудації (гірські системи). В тому й іншому випадку для пояснення явищ потрібна була оболонка з властивостями, близькими до рідини, зі здатністю до перетікання, яку й було виявлено у 50-ті роки при вивченні сейсмічних властивостей верхньої мантії.

Середня мантія (шар С, або шар Голіцина)

простягається до глибини 1000 км, за складом вона принципово не відрізняється від верхньої. Швидкість поздовжніх хвиль становить у цій зоні 9...11,4 км/с.

Нижня мантія (шари DI і DII) має потужність майже 2000...2900 км. Тут спостерігають поступове зростання швидкості сейсмічних хвиль у шарі DI (до 13,6 км/с для поздовжніх коливань) і деяке зниження швидкостей у шарі DII/. Межу між мантією і ядром називають поверхнею Віхерта-Гутенберга.

Нижче розміщується ядро Землі, розділене на зовнішнє (шар Е) і внутрішнє (шар G). У зовнішнє ядро не проникають поперечні хвилі, у зв'язку з чим припускають, що речовина в ньому перебуває в розплавлено-рідкому стані. Нижня межа його становить 4980 км. Внутрішнє ядро відповідає серцевині Землі і має радіус 1250 км. Воно пропускає поздовжні (11,4 км/с) і поперечні хвилі, тому вважають, що речовина перебуває тут у твердому стані, напевно, близькому до розплаву. Ядро має електропровідність, а це вказує на металізований або плазмений стан його речовини. Щодо мінерального складу ядра існують

дві версії: згідно з першою — ядро залізо-нікелеве, за другою — воно силікатне, як і мантія.

Середня щільність Землі, за геофізичними даними, становить 5,52 г/см3. Щільність порід земної кори коливається в межах 2,4...3,0 г/см3 (в середньому близько 2.8 г/см3). Отже, в мантії і ялрі Землі має спостерігатися суттєве зростання цього показника. Дійсно, у верхній мантії щільність становить 3,3...3,4 г/см3, у нижній — 5,6...5,7, у зовнішньому ядрі — 11...11,5, у внутрішньому — до 12,5 г/см3.

Розрахунки тиску, проведені згідно з указаними значеннями щільності, свідчать, що в підошві земної кори він становить близько 1 ГПа, на межі мантії і ядра — 137 і в центрі Землі — 361 ГПа, що відповідає тиску поблизу фронту ударної хвилі, яка виникає при ядерному вибуху.

Навколо Землі існує поле тяжіння, зумовлене її масою. Це поле називають г р а в і т а ц і й н и м . Дослідженнями визначено його неоднорідність на поверхні планети.

Виміряні з допомогою гравіметрів значення прискорення вільного падіння поступово змінюються від полюсів до екватора від 983 до 978 см/с2, тобто відрізняються на 0,5%.

Однак на тлі цієї загальної закономірності спостерігаються численні відхилення — гравітаційні аномалії, які бувають додатними та від'ємними. Додатні аномалії спостерігають над ділянками, де на глибині залягають породи зі тільністю, більшою ніж в оточуючих порід, від'ємні - над ділянками, складеними легкими породами. На Землі великі додатні аномалії розташовані, наприклад, над глибоководними жолобами в океанах, від'ємні — у високогірних зонах континентів, що дає змогу припустити, що в основі гір залягають легкі породи, типу гранітів, а в океанах на незначних глибинах — важкі породи типу базальтів.

Вважають, що прискорення вільного падіння змінюється і з глибиною: до межі мантії і ядра спостерігають його по­ ступове зростання і максимальні значення на глибині 2900 км досягають 1068 см/с:. В ядрі прискорення вільного падіння поступово спадає, досягаючи 63 см/с2 на глибині 6200 км і 0 у центрі Землі.

Науку, що вивчає земне поле сили тяжіння, називають

гравіметрією.

Земля має дипольне м а г н і т н е п о л є, на що вказав ще у 1600 р. англієць У. Гільберт. Магнітне поле простягається на відстань до 93 тис. км від поверхні Землі.

30

Магнітні полюси розмішуються поблизу географічних, але не збігаються з ними.

Північний магнітний полюс розташований в Антарктиді, поблизу Південного Географічного, а Південний - поблизу Північної Гренландії біля Північного Географічного, тому північний кінець магнітної стрілки приблизно показує на північ, а південний — приблизно на південь. Кут між віссю диполя і віссю обертання Землі становить приблизно 110. Вважають, що виникнення магнітного поля зумовлене дією електричних струмів, що виникають унаслідок обертання Землі і пов'язані з конвективними рухами речовини в рідкому зовнішньому ядрі (динамотеорія Френкеля—Ельзассера).

Характерною особливістю магнітного поля Землі є його мінливість в часі. Адже з'ясовано, що залізовмісні мінерали (феромагнетики) мають властивість фіксувати орієнтацію магнітного поля на час їхнього утворення. З таких позицій було доведено, що магнітне поле протягом геологічної історії часто переживало інверсії, тобто зміну магнітних полюсів. Отже, дані вивчення давнього магнетизму, або палеомагнетизму, можна використовувати для вирішення конкретних завдань геологічної історії Землі (розчленування і зіставлення верств гірських порід, визначення віку ложа океанів тощо).

Т е п л о в е п о ле Землі визначається переважно двома джерелами: сонячним теплом і теплом, яке генерується в надрах планети і виноситься на її поверхню тепловим потоком. Сонячне тепло визначає температуру лише верхніх частин земної кори до глибини, що не перевищує перших десятків метрів, — до так званого нейтрального шару, або поясу постійних температур. Температура цього поясу відповідає середньорічній для даної місцевості, а глибина залежить від географічного положення території. Нижче нейтрального шару спостерігають поступове зростання температури з глибиною, яке характеризується такими величинами, як геотермічний градієнт і геотермічний ступінь.

Геотермічний градієнт показує зміну температури на одиницю глибини, в середньому для Землі він дорівнює З °С на 100 м.

Геотермічний ступінь — це інтервал глибини, в якому температура змінюється на 10С, середнє його значення становить 33 м.

31