План

1. Фізичні властивості та хімічний склад Землі

2. Пролювіальні четвертинні відклади землі

Використана література

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 біля 2,8 г/см3). Таким чином, в мантії∙ і ядрі Землі повинно спостерігатися значне зростання цього показника. Дійсно, у верхній манті∙щільність складає 3,3 3,4 г/см3, в нижній 5,6 5,7 г/см3, в зовнішньому ядрі значення щільності досягають 1 1,5 г/см3, у внутрішньому до

12,5 г/см3. Розрахунки т и с к у , проведені згідно із вказаними значеннями щільності, показують, що в підошві земної∙ кори він складає біля ГПа, на межі манті∙ і ядра 37 ГПа і в центрі Землі 361 ГПа, що відповідає тиску поблизу фронту ударно хвилі, яка виникає при ядерному вибуху.

Навколо Землі існує поле тяжіння, обумовлене масою. Поле називається гравітаційним. Дослідженнями встановлено його неоднорідність на поверхні планети. Заміряні з допомогою гравіметрів значення прискорення вільного падіння поступово міняються від полюсів до екватора від 982 см/с до 978 см/с , тобто відрізняються на 0,5%. Однак, на фоні цієї загальної закономірності спостерігаються численні відхилення гравітаційні аномалії, які бувають додатніми та від'ємними. Додатні аномалії фіксуються над ділянками, де на глибині залягають породи зі щільністю більшою ніж в оточуючих порід, від'ємні над ділянками, складеними легкими породами. На Землі великі додатні аномалії відмічаються, наприклад, над глибоководними жолобами в океанах, від'ємні у високогірних областях континентів, що дозволяє допускати, що в основі гір залягають легкі породи, типу гранітів, а в океанах на незначних глибинах важкі породи типу базальтів.

За В.А.Магницьким прискорення вільного падіння міняється і з глибиною. При цьому до межі мантії і ядра спостерігається його поступовий ріст і максимальні значення на глибині 2900 км досягають 1068 см/с . В ядрі прискорення вільного падіння поступово падає, досягаючи 63 см/с на глибині 6200 км і 0 в центрі Землі.

Наука, що вивчає земне поле сили тяжіння називається гравіметрією. Земля володіє дипольним магнітним полем, на що вказав ще в 1600 році англієць У.Гільберт. Магнітне поле простягається на віддаль до 93 тис. км від поверхні Землі. Магнітні полюси розміщуються поблизу географічних, але не співпадають з ними. Північний магнітний полюс розміщений в Антарктиді, поблизу Південного Географічного, а Південний поблизу Північної Гренландії біля Північного Географічного, тому північний кінець магнітної стрілки приблизно вказує на північ, а південний на південь. Кут між віссю диполя і віссю обертання Землі становить приблизно 110. Вважається, що виникнення магнітного поля обумовлене дією електричних струмів, що виникають при обертанні Землі і пов'язані з конвективними рухами речовини у рідкому зовнішньому ядрі (динамотеорія Френкеля Ельзассера). Характерною особливістю магнітного поля Землі є його мінливість в часі. Встановлено, що залізовмісні мінерали (ферамагнетики) мають властивість фіксувати орієнтацію магнітного поля на час їхнього утворення. З таких позицій було доведено, що магнітне поле на протязі геологічної історії часто переживало інверсії, тобто зміну магнітних полюсів. Таким чином, дані вивчення давнього магнетизму або палеомагнетизму можуть використовуватись для вирішення конкретних завдань геологічної історії Землі (розчленування і співставлення товщ гірських порід, встановлення віку ложа океанів тощо).

Теплове поле Землі визначається в основному двома джерелами: сонячним теплом і теплом, яке генерується в надрах планети і виноситься до ∙∙ поверхні тепловим потоком. Сонячне тепло визначає температуру лише верхніх частин земної кори, на глибину, 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 спостерігається поступовий ріст температури з глибиною, який характеризується такими величинами як геотермічний градієнт і геотермічний ступінь.

Геотермічний градієнтпоказує зміну температури на одиницю глибини, в середньому для Землі він рівний 30С на 100 м.

Геотермічний ступіньце інтервал глибини, в якому температура змінюється на 50С, середня його величина складає 33 м.

Вказані величини градієнта та ступеня характерні лише для верхніх частин земної кори, з глибиною градієнт, очевидно, падає, а ступінь зростає. Температура, заміряна в Кольській надглибокій свердловині на глибині 1 км була біля 200 С, що відповідає геотермічному ступеню 9...20 м. Розрахунки геофізиків показують, що на глибині біля 400 км температура може становити близько 1600 С, на глибині 2900 км, тобто на межі мантії і ядра біля 2500 С, а в центрі Землі досягає 5000 С. Основними джерелами глибинного тепла Землі вважаються: ) радіогенне тепло, тобто тепло, що утворюється при розпаді радіоактивних ізотопів; 2) тепло, що виділяється внаслідок гравітаційної диференціації речовини мантії (перерозподіл за щільністю); 3) тепло, яке вивільнюється в надрах при перебігу деяких хімічних реакцій.

Хімічний склад земної кори і Землі. Земна кора складена гірськими породами різного походження, що є природними мінеральними агрегатами. Мінерали ж, у свою чергу, складаються із хімічних елементів. Тому, щоб дістати уявлення про хімічний склад земної кори, вивчають хімічний склад порід і мінералів, відібраних на поверхні Землі, в гірничих виробках (шахтах, рудниках), в бурових свердловинах, на дні морів та океанів. При цьому найбільш достовірні відомості дістають лише для верхньої частини кори (до глибини 0...20 км). Для суджень про хімічний склад глибинних геосфер використовують дані аналізів метеоритів, зразків порід, привезених з Місяця радянськими станціями "Луна ", "Луна 20", "Луна 24" і американськими кораблями "Аполлон 1", "Аполлон 2".

В 889 році американський геохімік Ф.Кларк опублікував перші дані про середній вміст хімічних елементів в земній корі. В 1923 році академік О.Є.Ферсман запропонував середній вміст хімічного елементу в земній корі розрахований на весь ∙∙ об'єм і виражений у вагових або об'ємних відсотках, називати кларком, на честь американського дослідника (наприклад, кларк магнію, кларк титану). Значний вклад в розробку цього питання внесли: В.І.Вернадський (перший Президент Української∙ Академії∙ Наук), О.Є.Ферсман, О.М.Заварицький, О.П.Виноградов та ін. Так, за даними О.П.Виноградова (1962), найбільш поширеними елементами в земній корі є кисень, кремній і алюміній, на ∙х частку припадає 82,58% маси всієї земної кори. За цими елементами йдуть залізо, натрій, калій, магній і титан, які складають ще 5,16%. Частка всіх інших елементів в земній корі складає лише 2,26%

Як видно із наведеної таблиці, одержані Ф.Кларком ще в 1924 році, і радянськими геохіміками О.Б.Роновим і О.О.Ярошевським (з врахуванням хімічних аналізів місячних зразків і порід з глибоких зон океанів) мало відрізняються (до 3%).

Крім дев'яти основних хімічних елементів десятими частками відсотка обчислюється вміст у земній корі Ті (0,52), С (0,46), Мn (0,12), S (0,11), Cl (0,2). Всі інші елементи таблиці Менделєєва представлені в земній корі сотими, тисячними і мільйонними частками відсотка. Елементи, що складають мізерну частку земної кори, тобто зустрічаються в природі дуже рідко, називають рідкісними або розсіяними. Це не означає, що при певних умовах вони не можуть утворювати в земній корі досить значних скупчень, тобто родовищ.

Як уже відмічалось, про середній склад Землі в цілому судять в основному за аналізами метеоритів, використовуючи також геофізичні дані, зокрема про зміну щільності з глибиною. При цьому виходять з того, що метеорити, попадаючи на Землю з поясу астероїдів, або є уламками гіпотетичної планети Фаетон, яка з невідомих причин розпалася, або ж служать вихідним матеріалом для формування нової планети між орбітами Марса і Юпітера. У тому й іншому випадку допускається подібність хімічного складу планет земної групи, а отже, і можливість судити за складом метеоритів про хімічний склад внутрішніх геосфер Землі. Вперше середній хімічний склад Землі за вказаною методикою розраховував у 930 році О.Є.Ферсман. У 978 році американський геохімік Б.Мейсон з врахуванням аналізів зразків гірських порід, доставлених з Місяця, запропонував свій гіпотетичний склад Землі, дещо відмінний від приведеного О.Є.Ферсманом.

Порівняння даних про хімічний склад земної кори і Землі в цілому виявляє, в першу чергу, різке підвищення в другому випадку частки важких елементів заліза і нікелю, що на думку багатьох дослідників, може вказувати на залізо нікелевий склад ядра Землі.

Характеристика роботи

Контрольна

Кількість сторінок: 16

Безкоштовна робота

Закрити

Геологія 1

Замовити дану роботу можна двома способами:

  • Подзвонити: (097) 844–69–22 та (050) 297–73–76
  • Заповнити форму замовлення:
Не заповнені всі поля!
Обов'язкові поля до заповнення «ім'я» і одне з полів «телефон» або «email»

Щоб у Вас була можливість впевнитись в наявності обраної роботи, і частково ознайомитись з її змістом, ми можемо за бажанням відправити частини даної роботи безкоштовно. Всі роботи виконані в форматі Word згідно з усіма вимогами щодо оформлення даних робіт.