1.1.2 Петрофізичні властивості земних надр

Земна куля в межах, які доступні для спостереження, складається, як відомо, з кількох оболонок – атмосфери, гідросфери та літосфери. Остання є самою верхньою кам’яною оболонкою Землі, вона ще називається земною корою. На початку ХХ століття В.І. Вернадський [1] до трьох вищеназваних зовнішніх сфер додав ще дві: кріосферу (уривчасту льодовикову оболонку) та біосферу (оболонку, яка зайнята живою речовиною). Всі ці зовнішні оболонки перебувають в безперервній взаємодії та розвитку (рис. 1.1). Вивчаються вони комплексом різних наук. Але пізнання розвитку зовнішніх оболонок неможливе без вивчення більш глибоких частин земної кулі.

Рисунок 1.1 – Схема будови Землі (за Х. Такеучі та ін., 1970)

За формою планета Земля, що є загальновідомим – геоїд, тобто тіло складної форми, яке рухається в Сонячній системі (відносно до променів Сонця) досить складними формами руху, що і обумовлює різноманітні геологічні процеси в ній та на її поверхні. На рис.1.2 зображена карта геоїда, приведеного до стискання 1/298,25, побудована за результатами гравіметричних спостережень на поверхні Землі і спостережень зі штучних супутників та при розкладанні потенціалу за сферичними функціями до 14-20 порядку. Урівнена поверхня геоїда не співпадає ні з рельєфом твердої оболонки Землі, ні з поверхнею еліпсоїда обертання. Складність поверхні геоїда пов’язана з нерівномірним розподіленням мас на поверхні Землі та в її корі. Надлишок або недостатність мас взаємопов’язані з нерівномірним розподіленням щільності речовини Землі. При дефіциті мас поверхня геоїда прогинається, при надлишку – піднімається 4, 5.

Визначення розмірів геоїда сучасними методами показало, що його поверхня дещо перевищує 510 млн. км², а об’єм Землі близький до 1,1 млрд. км³. Радіус кулі (рис. 1.3) рівновеликого геоїду складає 6371км при значеннях полярного та екваторіального радіусів земного еліпсоїду відповідно 6357км та 6378км.

Інші характеристики Землі – маса та щільність – визначаються, виходячи з основних законів фізики.

Підрахунки здійснюються за формулою:

М= , (1.1)

де, f – стала Ньютона;

q – прискорення вільного падіння;

R – радіус геоїда.

Отже, отримуємо масу, яка дорівнює 5,9810²¹ тон 5.

З іншого боку, виходячи з об’єму кулі, приблизно можна визначити середню щільність Землі:

(_ср). _ср= . (1.2)

В она виявилася рівною 5,517 г/см³, що майже удвічі перевищує щільність найбільш поширених у земній корі гірських порід. Це можна пояснити збільшенням щільності глибинних шарів, яка перевищує середнє для планети значення (5,52 г/см³).

Рисунок 1.2 – Карта геоїда. Ізолінії – висота в метрах над поверхнею сфероїду (за даними М. Ботта).

1.1.3 Первинна речовина Землі

Одним з головних геологічних методів вивчення є метод безпосереднього спостереження та всебічного дослідження речовини, яка складає земну кору. Він базується на вивченні розрізів шахт, бурових свердловин та природничих відслонень гірських порід на схилах ярів, річок, озер та морів. Глибина шахт у більшості випадків не перевищує 1,5-6 км. Найглибші свердловини, які були досі пробурені, сягають 7,5-11 км. В гірських районах можна спостерігати товщі гірських порід, які

Рисунок 1.3 – Розріз Земної Кулі (за Х. Такеучі та ін., 1970)

підняті в процесі складкоутворення з глибин 16-20км.

Таким чином, метод безпосереднього спостереження та дослідження шарів гірських порід може бути застосований лише до невеликої самої верхньої частини земної кори. Тільки у вулканічних областях після виверження з вулканів лави та твердих викидів можна судити про склад речовини на глибинах 50-100 км і більше, де частіше розташовуються вулканічні осередки (рис.1.4).

Для пізнання більш глибоких зон земної кори, зокрема, та Землі, в цілому, застосовують непрямі методи, серед яких панують геофізичні методи. Останні дають свідчення про фізичні властивості глибинної речовини. Найважливішим методом є сейсмічний. Він заснований на вивченні швидкості розповсюдження в землі пружних коливань, які виникають при землетрусах або штучних вибухах. Ці коливання називаються сейсмічними хвилями, які розходяться від джерела землетрусів або вибухів у всі боки. Вони бувають двох типів (додаток А):

-повздовжні хвилі (Pg), які виникають, як реакція середовища на зміни об’єму, розповсюджуються в твердих і рідинних тілах, характеризуються найбільшою швидкістю;

-поперечні хвилі (Pc), які є реакцією середовища на зміни форми і розповсюджуються тільки в твердих тілах. Швидкість руху сейсмічних хвиль в різних гірських породах різна, залежить від їх пружних властивостей та щільності.

Рисунок 1.4 – Будова Землі та глибини формування магматичних осередків (за О. Богатиковим та В. Кононовою)

Чим більша пружність середовища, тим швидше розповсюджуються хвилі. Вивчення характеру сейсмічних хвиль дозволяє судити про наявність різноманітних оболонок земної кулі з різною пружністю та щільністю, що, в свою чергу, дозволяє визначити глибину їх залягання.

За сейсмологічними даними побудовані багаточислені моделі Землі (додаток А1), але ми розглянемо найбільш популярну 3-х-шарову.На даний час, за сейсмічними даними, в Землі виділяють близько 10 границь розділу На рис. 1.5 приведена графічна модель Землі за даними Віхерта – Гутенберга [6]. Основними границями є:

-поверхня Мохоровичича (М) – залягає на глибині 30-70 км на континентах та 5-7 км під дном океану;

-поверхня Віхерта-Гутенберга – на глибині 2900 км.

Ці основні границі поділяють нашу планету на три концентричні оболонки – геосфери:

-земну кору – зовнішня оболонка Землі, розташована над поверхнею Мохоровичича;

-мантію Землі – проміжну оболонку, обмежену поверхнями Мохо зверху та Віхерта-Гутенберга знизу;

-ядро Землі – центральне тіло нашої планети, яке розташоване глибше поверхні Віхерта-Гутенберга.

Крім вищевказаних основних границь, в Землі виділяють кілька другорядних поверхонь розділу всередині геосфер [1-10].