учебники / Гаврилов В.П. «‎Общая и историческая геология и геология СССР»

tюсти Земли. За год Земля получает от Солнца 5,28 · 1021 Дж

тепла, что в 300 раз больше тепловой энергии, выделяющейся при сжигании всех ископаемых углей нашей планеты. Однако, как отмечалось, Земля усваивает только 2/3 энергии; та ее

доля, которая отражается планетой, называется альбедо. Для Земли альбедо составляет 0,33.

Все точки земной поверхности, располагающиеся на одной широте, получают от Солнца в течение года одно и то же ко­

личество тепла. Перераспределение тепла на земной поверхно­ сти зависит от формы рельефа, распределения воды и суши, растительного покрова, воздушных и морских течений. Все это

влияет на климат местности.

Различают среднесуточные, среднемесячные и среднегодо­

вые температуры. Линии, соединяющие точки с одинаковыми средними температурами (суточными, месячными, годовыми) называются изотермами. С высотой температура воздуха по­ нижается. Высота подъема, при которой температура воздуха понижается на 1 °С, называется аэротер.мической ступенью.

Ее можно вычислить по формуле:

йа=НI(Т0-Тн),

где Ga- значение аэротермической ступени, КМ/0 С; Н- вы­ сота, км; Тосреднегодовая температура, ос; Тнтемпера­

тура на высоте Н, 0 С. Величина аэротермической ступени в за­

висимости от района колеблется от 200 до 300 м.

Величина, обратная аэротермической ступени, называется аэротер.мическим градиентомГа. Он соответствует пониже­ нию темпера:rуры (0 С) при подъеме на высоту 1000 м, т. е.:

Га= (То-Тн)!Н.

Его значения варьируют в пределах 3-5 °С.

Внутренняя теплота Земли обусловливается энергией ра­

диоактивного распада, приливнога торможения и гравитацион­

ной дифференциации земного вещества. По оценкам В. П. Ке­

онджяна, А. С. Моиина и О. Г. Сорохтина, в течение жизни

нашей планеты за счет указанных процессов выделилось соот­

ветственно 0,41 · 10З1 , 0,26 · 1031 и 1,46-1,61· IОЗ1 Дж энергии.

Если энергия радиоактивного распада приливнога торможения полностью переходит в тепло, то энергия гравитационной диф­

ференциации переходит не полностью, так как часть ее расхо­

дуется на дополнительное упругое сжатие планеты. Согласно оценкам этих же ученых, в тепло переходит лишь 0,9-

1,23. 10з1 Дж, а суммарное количество тепла, выделенное

в недрах Земли за ее геологическую историю, оценивается при­

мерно в 1,6-1,9 · IОЗ1 Дж.

Внутреннее тело Земли во многом определяет течение гео­

логических процессов в ее недрах, на поверхности же планеты

21

rлавным источником тепловых процессов является внешнее

тепло, получаемое от Солнца. Так, если на 1 см2 земной по­ верхности за 1 с от Солнца падает в среднем 4,19 · 1О-2 Дж тепла, то из глубины поступает лишь 4,19 · 10- 6 Дж. Поэтому

поверхность Земли и верхняя часть литосферы и гидро­ сферы подвержены сезонным и суточным колебаниям темпера­ туры. С глубиной эти колебания ослабевают и на векотором расстоянии от земной поверхности лежит пояс или слой по­

с;тоянных температур, где температура практически не изменя­

ется и равна среднегодовой температуре местности. Глубина

залегания пояса постоянных температур различна, в среднем от

2 до 40 м. Так, на :Кольском п-ве (г. :Киров) он находится на глубине 19,2 м, в районе Москвына глубине около 20 м,

а в Якутиина глубине 116 м и т. д.

Ниже этого пояса температура постепенно начинает воз­ растать. Однако скорость этого процесса различна. Расстояние

вметрах от пояса постоянных температур, через которое тем­

пература повышается на 1 ос, называется геотермической сту­ пенью. Вычислить значение ступени можно по формуле:

G h-hп. n. т

=-----':.::......:.:.:.....:...._

Т- Тер. rод

где G - геотермическая ступень, м/0 С; h - глубина от пояса

постоянных температур, м; hп. п. т- глубина пояса постоянных температур, м; Т- температура, замереиная на глубине от nояса постоянных температур, ос; терсреднегодовая темпе­

ратура, 0 С. Величина геотермической ступени колеблется от 19

до 111 м и в среднем составляет 33 м.

Обратная величина называется геотермическим. градиентом..

Она указывает, на сколько увеличится температура (0 С) при углублении на 100 м, т. е.

Г = Т - Тер. год h-hn. n. т

Обычно значения геотермического градиента составляют 3-5 ос на каждые 100 м. В верхних же слоях Земли он равен 2 ос на 100 м. С учетом этого на глубине 100 км температура недр должна составлять 2000 °С. Однако по данным исследо­

вания вулканических очагов она определяется более низкой

величиной- 1200 °С. На глубине 400 км, по В. Н. Жаркову, температура 1600±50 ос. Это означает, что выведенная зако­

номерность нарастания температуры с глубиной справедлива лишь для верхних оболочек земных недр, примерно до глу­

бины 70 км, т. е. до раздела корамантия. В мантии увеличе­ ние температуры с глубиной определяется адиабатическим.

градиентом, который равен 0,35-0,45 °С/км. С помощью адиа-

22

батического градиента расчетное значение температуры зем­

ного ядра оценивается в 5-6 тыс. 0 С.

Геотермическая ступень и градиент неодинаковы для раз­

личных районов. Они зависят от теплопроводности пород, ха­

рактера химических реакций, близости неостывших магматиче­

ских очагов, наличия термальных вод, концентрации радиоак­

тивных элементов в литосфере и т. д. Показателем глубинных

процессов, характеризующихся термической активностью, явля­

ется тепловой поток q. Он оценивается количеством тепла, по­ ступающего снизу на 1 см2 пояса постоянных температур за

1 с. Его значения связаны с теплопроводностью пород 1. и гео­

термическим градиентом Г следующей зависимостью q=Л·Г.

Измеряется тепловой поток в Вт/см2 или Вт/м2.

Долгое время считалось, что средние значения поверхност­

ной nлотности теnлового потока на континентах и океанах рав­

новелики. Они оценивались соответственно 5,9 · I0-2 и 6,3 · 10-2 Вт/м2. Эти данные основывались на дискретных про­

мерах поверхности материков и дна морей и океанов. Позднее

А. М. Городницкий и О. Г. Сарахтин показали, что над океа­

нами средние значения теплового nотока в 1,5-1,7 _раза выше чем над континентами. Авторы считают, что основные тепло­ потери Земли происходят через океаны (35-37 · 1012 Вт); nо­ тери через континенты в 4,6~5 раз меньше. Современные сум­

марные теплопотери Земли через всю ее поверхность опреде­ ляются в 50-52· 1012 Вт. Значения теплового потока позволяют

судить о термическом состоянии приповерхностной зоны до

глубин в несколько сотен километров. Различия в тепловом по­ токе хорошо увязьmаются со структурами лнтосферы, в связи с чем геотермические данные широко используют при геофизи­

ческой интерпретации геологических структур.

Геофизические поля Земли, как правило, отражают вну­

треннюю структуру земных недр, что послужило основой для

создания целого ряда геофизических методов, изучающих эти

поля и выясняющих на основе полученных результатов глубин­

ное строение нашей планеты. Так, гравиметрия позволяет изу­

чать распределение гравитационных неоднородностей в недрах

Земли; магнитометриязакономерности размещения ~агнит­

ных масс, а палеомагнетизммиграцию магнитных полюсов

впространстве; электрометриявыясняет характер электриче­

ского соnротивления горных пород; теплометрилособенно­

сти прохождения теплового потока через земную поверхность.

Исследование геофизических полей дает ·возможность не только

изучить глубинное строение нашей планеты, но и более точно

прогнозировать размещение месторождений различных полез­

f!ЬI~ ископаемых в ее недрах.

Глава2

МИНЕРАЛЫ И ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

§ 1. ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ

Вещество Земли сложено в основном неорганическими соедине­

ниями, преимущественно оксидами и силикатами. Эти естест­

венные соединения- .минералы- изучает наука .минералогия.

В природе известно около четырех тысяч минералов, однако

наибольшее распространение получили лишь 30-40 минералов,

играющие существенную роль в сложении горных пород и

геосфер Земли. Минералы эти получили название породообра­ зующих. Их содержание в породах более 5 %. Минералы, со­

держащиеся в породах в количестве менее 5 %, называются

акц есс:орны.ми.

В природе минералы, чаще всего, встречаются в виде кри­

сталлов, имеющих форму многогранников. Способность мине­

ралов к самоограничению обусловлена закономерным располо­

жением составляющих их атомов, ионов и молекул. Простран­

ствеиное расположение этих частиц и характеризует структуру

кристалла. Плоскости, ограничивающие его, называются гра­ нями, линии пересечения плоскостейребрами, точки пересе­ чения ребервершинами. Граням кристаллов соответствуют плоскости наиболее плотного расположения частиц; ребрам от­

вечают ряды частиц, находящихся на линии пересечения гра­

ней. Углы между соответствующими гранями кристаллов од­

ного и того же минерала одинаковы и постоянны. В этом заклю­

чается закон постоянства гранных углов. Поскольку каждый

минерал характеризуется определенными гранными углами, по

ним можно точно определять минералы.

Различают следующие формы кристаллов (рис. 8): вытя­ нутые в одном направлении (призматические, столбчатые, игольчатые, волокнистые); вытянутые в двух направлениях (таблитчатые, пластинчатые, листоватые, чешуйчатые); одина­

ково развитые по всем трем измерениямизометрячные (куб,

октаэдр и др.). В природе часто встречаются правильные сра­ стания одиночных кристаллов: двойники, тройники и т. д.

Все кристаллы обладают симметрией. Симметричность кри­

сталла выражается в правильном повторении элементов его

ограничения.

Минералы в природе встречаются как в кристаллическом, так и в аморфном состояниях, когда слагающие их частицы (атомы, ионы, молекулы и др.) беспорядочно расположены

в пространстве. Физические свойства аморфных минералов при­ близительно одинаковы во всех направлениях. Такие минералы называют изотропными. В отличие от них кристаллы аниэо-

25

li Таблица 1

Характеристика главных породообразующих минералов

Самороднwе элеменпш

Галоидw

S П р о д о л ж е н и е т а б л.