Жер жайлы жалпы мәлiметтер

Жұмыс түрі: Реферат
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 23 бет
Таңдаулыға:

ЖОСПАР

Жер жайлы жалпы мәлiметтер 2
Жер құрылысының пiшiмi 2
Жердің физикалық қасиеттері 6
Жердiң iшкi құрылысын зерттеудiң басты-басты геофизикалық әдiстерi 11
Жер ядросының, оның қатты қабықтарының құрылысы мен құрамы 16
Жер ядросы 16
Жер мантиясы 18
Жер қыртысы 20
Пайдаланылған әдебиеттер 23

Жер жайлы жалпы мәлiметтер

Жер құрылысының пiшiмi

Жер Күн жүйесiне тиесiлi планеталардың бiрi екендiгiн, ол сол ғарыш
денесiнен дәйiм айналып тұратындығын, яғни онымен тұрақты байланыста
болатындығын, алайда өзiнiң даму барысы тек өзiне ғана тән заңдылықтардан
туындайтындығын Сiздер астрономия пәнiнен бiлесiздер. Жоғарыда атап
көрсеткенiмiздей, геология ғылымының ең басты мақсаты Жердiң iшкi құрылысы
мен құрамын зерттеу және оның жаралу, геологиялық тұрғыдан бағдарлы түрде
даму заңдылықтарын анықтау болып табылады. Олай болса, геология ғылымы
танымдық тұрғыдан басты-басты екi мәселенi шешуге мүдделi: 1) жер
қойнауының бүгiнгi болмыс-бiтiмi қандай? 2) сол Жер бұрын қандай болған, ол
өзiнiң бүгiнгi қалпына келу жолында қандай өзгерiстерге ұшыраған? Бұл
сұрақтардың жауаптары бiзге қоршаған әлемдi дұрыс түсiнуге, тiршiлiк ортасы
болып табылатын планетаның сыртқы үш қабатында ( атмосферада (ауа
қабатында), гидросферада (су қабатында) және қатты заттардан тұратын
литосфера қабатында ( болып жататын өмiр үшiн өте маңызды процестердiң жай-
күйiн бiлiмдарлықпен зерттеп бiлуге мүмкiндiк бередi, себебi жоғарыда
аталған үш қабаттың үшеуi де, сайып келгенде, Жердiң геологиялық даму
тарихы барысында қалыптасып дараланған планетамыздың төл туындылары болып
табылады.
Жер ( Күн жүйесiнiң үшiншi планетасы. Жердiң Күннен айналу қашықтығы
орта есеппен 149,5.106 км, айналу периоды 365,2564 жұлдыздық тәулiк,
орбитадағы қозғалу жылдамдығы 29,76 кмс., Жер массасы 5,975.1027 г, бұл
мөлшер Күн массасының 1333432 бөлiгiн құрайды; Жер болмысын құрайтын
заттардың орташа тығыздығы 5,52 гсм3. Геоид пiшiндес Жердiң экватор
бойымен есептегендегi радиусы 6378,245 км, полярлық радиусы 6356,863 км,
орташа радиусы 6371,110 км.
Кез-келген күрделi дененiң iшкi құрылыс ерекшелiктерiн бейнелi түрде
ұғыну үшiн әдетте оның жалпы пiшiмiн тұрғызуға тырысады. Пiшiм дегенiмiз
зерттеу нысаны құрылысының көрнекi бейнесi iспеттi, оны тұрғызу барысында
қаралып отырған дене жайлы бүкiл белгiлi деректер, мүмкiншiлiкке орай,
түгел ескрiлуi тиiс. Геологиялық ғылым аумағында планетамыздың пiшiмi деген
түсiнiк қатты Жердiң беткi жазықтығы мен оның кiндiгi аралығында түрлi-
түрлi сипаттар тұрғысынан жiктелген әр түрлi қабаттарды даралай отырып,
олардың ара жiгiн айыру шараларымен орайласады.
Жердiң iшкi құрылысының осындай пiшiмi 1-суретте келтiрiлген. Осы
суреттен байқайтынымыздай, планетамызды байырғы жұмыртқамен салыстыруға
болатын сияқты. Шынында да, жұмыртқаның сарыуызының, ақұлпасының және
сыртқабығының өзара орналасу ретi мен мөлшерлiк қатынастары Жер
планетасының нақ осы ретпен орналасқан ядросын, мантиясын және литосферасын
еске салады.
Жердiң ядросы мен оның қатты қабықтары, өз кезегiнде, өзiн құрайтын
заттардың физикалық сипаттары тұрғысынан анық ерекшеленетiн тағы да бiрнеше
жекелеген қабаттарға дараланады. Мәселен, жер ядросы екi бөлiктен ( қатты
заттардан тұратын iшкi ядродан және сұйық күйдегi сыртқы ядродан ( тұрса,
жер мантиясы үш сфераға ( төменгi мантияға, ауысу белдемiне және жоғарғы
мантияға ( жiктеледi; жоғарғы мантияның төменгi деңгейiнде iшiнара балқыған
заттардан тұратын астеносфера оқшауланады; астеносфераны көмкерiп жататын
литосфера қабаты да екi бөлiктен тұрады, оның төменгi деңгейi литосфералық
мантия деп аталса, беткi бөлiгi жер қыртысын құрайды; жер қыртысы, өз
кезегiнде, шартты түрде тағы да үш қабатқа ( базальтты, граниттi және
шөгiндi қабаттарға ( жiктеледi. Жер планетасының бұл ерекшелiктерi оның
iшкi құрылысының кәдуiлгi пиязға ұқсас екендiгiн, яғни оның болмысы “бiр-
бiрiне кигiзiлген” концентрлi шарлардан тұратындығын көрсетедi.

1. ЖЕРДІҢ ІШКІ КҰРЫЛЫСЫ

Жердің ішкі қойнауы үш қабатқа: сыртқы — жер қыртысы, аралық — мантия,
орталық — ядро болып бөлінеді. Олар сейсмологиялық зерттеулердің
нәтижесінде бір-бірінен шекаралық жазықтықтар арқылы, физикалық
қасиеттерінің өзіндік ерекшеліктеріне қарай ажыратылады. Бірінші реттегі
шекара жоғарыда аталған геосфералардың (жер қыртысы, мантия, ядро)
арасында сейсмикалық толқындардың таралу жылдамдығының күрт өзгеруімен
сипатталады (жер қыртысы мен мантия аралығында — Мохоровичич және мантия
мен ядро аралығында — Вихерт—Гутенберг жазықтықтары); екінші реттегі
шекара жоғарыда айтылған геосфералардың әрқайсысының өз ішінде ғана
байқалатын өзгерістер негізінде жүргізіледі. Мысалы, сейсмикалық
толқындардың таралу жылдамдығының жер қойнауына тереңдеген сайын біртіндеп
өсуі жер қыртысын құрайтын заттардың өзгерісін көрсетеді (III. 5-сурет).

2. Жер қыртысы

Жер қыртысы жердің сыртқы қатты бөлігін құрайды. Оның шекарасын ең алғаш
анықтаған Югославия ғалымы, сейсмолог Андрей Мохоровичич (1909) болды.
Сондықтан, бұл шекара ғалымның құрметіне Мохоро-

2-сурет. Жер қыртысынық схемалық құрылысы.

вичич шекарасы, қысқаша Мохо (м) деңгейі деп аталады.
Жер кыртысының қалыңдығы 5—8 км-ден 70—75 км-ге дейінгі аралықта өзгеріп
отырады. Оның құрылысы мен құрамы континенттер мен мұхиттар түбінде бірдей
емес (2-сурет).
Континенттерде жер қыртысының орташа қалыңдығы 35—40 км (жазык алқаптарда),
кейде таулы аймақтарда 50—75 км-ге дейін жетеді.
Жер кыртысының континенттік тегі үш қабаттан (жоғарыдан темен қарай): 1)
шөгінді (5—20 км); 2) гранитті-гнейс (10—30 км); 3) габбро-базальт (5—40
км) секілді тау жыныстарынан кұралады. Ал мұхиттық тегі—шөгінді (1,5—2 км),
кейде вулканогенді-шөгінді және базальтты (4—8 км) қабаттардан тұрады (III.
8-сурет). Мұхит түбінде гранитті қабат болмайды.
Австрия ғалымы В. Конрад (1925) гранитті-гнейс және базальт қабаттарының
аралығында (10—30 км-дей тереңдікте), тек материктерде ғана кездесетін
сейсмикалық шекараның болатындығын анықтайды. Бұл шекара Конрад жазықтығы
немесе қысқаша К деңгейі деп аталады.
III. 4. 2. Мантия
Шартты түрде мантия жоғарғы мантия (В), ортаңғы мантия (С) және төменгі
мантия (Д) болып үшке бөлінеді.
Жоғарғы мантия (В) Мохо деңгейінен 400 км-ге дейінгі тереңдікті қамтиды.
Бұл шекара неміс геофизигі Б. Гутенбергтің (1926) құрметіне Гутенберг
шекарасы

III. 8-сурет. Жер қыртысының схемалық қимасы:
I — мұхиттық тегі; II — суб-мұхиттық тегі — ойпандар; III — континентальдық
тегі — жазықтықтар (а) және тау алқаптары (б); IV — субконтинентальдық
тегі; I — су қабаты; 2 — шөгінді тау жыныстары; 3 — мұхиттық қыртыстың
екінші қабаты; 4 — гранитті қабат; 5 — базальтты кабат; 6 — мантия (Нм —
мантия тереңдігі).
деп аталады. Жоғарғы мантияның орталық бөлігінде, материктердің астында —
100 км-ден 250 км-ге дейінгі, ал мұхит түбінде - 50 км-ден 400 км-ге
дейінгі аралыкта сейсмикалык, толқындардын таралу жылдамдығы тереңдеген
сайын өсудің орнына, керісінше төмендейді. Бұл жағдай мантия қабатын
құрайтын заттардың балқыған күйде болатындығын көрсетеді. Мұндай зоналарды
астеносфера деп атайды. Астеносфералық зоналарда вулкан ошақтары
орналасады. Сонымен бірге, жер қыртысында байқалатын тектоникалық
әрекеттердің көзі осы астеносфера болып саналады.
Астеносферадан жоғары аймақ жер қыртысын қоса есептегенде литосфера деп
аталады. Бұл атауларды (астеносфера, литосфера) ғылымға алғаш енгізген
американдық ғалым — геолог Дж. Баррель (1914) болды.
Ортаңғы мантия (С) немесе аралық зона 400 км-ден 1000 км-ге дейінгі
аралықты қамтиды. Бұл зонаны алғаш рет орыс академигі Б. Б. Голицын (1912)
анықтайды. Сондықтан Голицын шекарасы деп аталады.
Төменгі мантия (Д) Голицын деңгейінен 2900 км-ге дейінгі аралықты
қамтиды. Бұл зона неміс ғалымдары Э. Вихерт пен Б. Гутенбергтің (1914)
құрметіне Вихерт — Гутенберг шекарасы деп аталып кетті.
Мантиялық заттардың құрамында алюминий мен кремнийдің мөлшері азайып, ал
темір мен магний элементтері көбейе бастайды.
Ядро
Ядро — сыртк,ы ядро (Е), аралық зона (Ғ) және субъядро (О) болып үшке
бөлінеді.
Сыртқы ядро (Е) — Вихерт — Гутенберг деңгейінен 4990 км-ге дейінгі
аралықты алып жатады және сұйық күйде болады.
Аралық зона (Ғ) — 4990 км-ден 5120 км-ге дейінгі аралықты қамтиды.
Физикалық қасиеті жағынан ішкі субъядроға жақын.
Субъядро (О) — планетаның орталык бөлігін (5120— 6371 км) құрайды; диаметрі
2500 км шамасында. Сыртқы ядро мен субъядроның шекарасын анықтаған Дания
ғалымы сейсмолог — Инге Леман (1936).
Ядроның құрамында ауыр элементтердің мөлшері көбейе түседі. Қазіргі кездегі
көзқарас бойынша ядро — темір мен никель элементтерінен құралады, сонымен
қатар қосымша күкірт, кремний қоспаларыда болуы мүмкін. Жалпы ядроның
құрамын темірлі метеориттердің құрамымен салыстыруға болады. Кейбір
ғалымдардың пікірі бойынша, ядроны құрайтын алғашқы заттар мантиялық
силикаттар түрінде болып, кейінірек олар өте жоғары қысым әсеріне
байланысты тығыздала келе, металдық қасиетке ие болады деп саналады.

Жердің физикалық қасиеттері

Жердің физикалық қасиеттерін зерттеу нәтижесінде оның өзіндік
ерекшеліктерін біліп қана қоймай, сонымен бірге жер қойнауында орналасқан
әр түрлі пайдалы қазбаларды іздеп-табуға болады.
Жердің физикалық қасиеттеріне ауырлық күші, тығыздығы, қысымы, магниттік,
жылулық және т. б. қасиеттері жатады.
Жер бетінде жердің өзіне қарай бағытталған центрге тартқыш және центрден
сыртқа қарай бағытталған центрден тепкіш күштерінің болатындығы үнемі
байқалады. Осы күштердің ортақ әсері ауырлық күшін көрсетеді. Ауырлық
күшінің үдеу шамасы жердің құрылысы мен сыртқы пішінінің өзгерістеріне
қарай анықталады; ауырлық күші экваториальды аймақтармен салыстырғанда
полярлық аймақтарда көбірек; оның үдеу шамасы полюстен экваторға қарай
біртіндеп азаяды (0,5%). Бірақ кейбір аймақтарда бұл заңдылық орындалмайды.
Жеңіл салмақты жыныстардан құралған аудандарда ауырлық күші азаяды (теріс
аномалия), ал салмағы ауыр жыныстардан құралған аудандарда ауырлық күші
арта түседі (оң аномалия).
Үдеу шамасы жер қойнауына тереңдеген сайын әр түрлі өзгеріп отырады.
Мысалы, жер бетінде 982 смс2,. 2900 км-ге дейінгі тереңдікте 1037 смс2
дейін өзгереді; кейінірек кенеттен тез төмендеп, 6000 км тереңдікте 126
смс2 дейін жетеді, ал жердің центрінде нөлге тең болады.
Жердің ауырлық күшін зерттеу жұмыстары оның, орташа тығыздығын анықтауға
мүмкіндік берді (5,52 гсм3).
Шөгінді тау жыныстарының орташа тығыздығы 2,4—2,5 гсм3, граниттердің — 2,7
гсм3, базальттардың — 2,9—3,0 гсм3 екендігі белгілі. Ал жалпы жер
қыртысын құрайтын тау жыныстарының орташа тығыздығы 2,7— 2,8 гсм3
шамасында деп саналады. Жердің орталық бөлігін құрайтын заттардың тығыздығы
— 12,3—12,5 гсм3 шамасында болады. Жердің центріне қарай тығыздықтың
артуымен қатар, қысым дәрежесі де ұлғая түседі. Жердің орталық бөлігінде
қысым қүші 3,5 млн атмосфералық қысым дәрежесіне дейін жетеді.
Магниттік қасиет тек жеке минералдарға ғана емес, жалпы жер планетасына тән
ортақ қасиет. Сонымен, Жер алып магнит. Оның өзіндік магнит полюстері және
магнит өрісі болады. Жердің магнит полюстері географиялық полюстермен
сәйкес келмейді. Осыған байланысты, компастың магнит стрелкасының
көрсеткішінде магниттік ауытқу байқалады.
Магниттік ауытқу деп, белгілі бір бақылау нүктесінде компастың магнит
стрелкасы мен географиялық меридиан арасындағы бұрышты айтады. Магниттік
ауытқулар батыс және шығыс бағыттық болып ажыратылады. Бірдей бағыттағы
ауытқуларды біріктіретін сызық — изогондық сызықтар деп аталады.
Магнит стрелкасының горизонт сызығына қарай құлау бұрышы магниттік еңкею,
ал магниттік еңкіштігі, бірдей нүктелерді біріктіретін сызық изоклинальдық
сызықтар деп аталады. Магнит полюстерге жақындаған сайын, компастың магнит
стрелкасының еңкіштігі арта түседі, ал магнит полюстерінде магнит стрелкасы
тік бағытта болуға ұмтылады.
Жердің магнит өрісі кернеулік күшімен сипатталады. Кернеулік қүші
экватордан магнит полюстері бағытында арта түседі.
Магниттік ауытқу және онын еңкіштік дәрежесі, сол сияқты магнит өрісінің
кернеулік күші уақытқа және орнына байланысты нормалық шамадан ауытқып,
ерекше жағдайда болуы мүмкін. Мұндай ерекше ауытқулар магниттік аномалиялар
деп аталады. Осы аномалиялар жалпы жердің құрылыс ерекшеліктерімен және жер
қыртысында кездесетін темірлі тау жыныстарының орасан зор массасының
белгілі бір тереңдікте шоғырланып жиналуымен тікелей байланысты. Мысалы,
Курск магниттік аномалиясы (КМА) темір рудаларының шоғырланып жиналған
орнына сәйкес келген.
Магнитометриялық зерттеу жұмыстарының нәтижесінде, құрамында ферромагниттік
минералдар (магнетит, гематит және т.б.) бар тау жыныстарының бойында,
бұрыннан қалыптасқан магниттік қасиеттің қалдығы осы күнге дейін сол
күйінше өзгеріссіз сақталатындығы анықталды.
Палеомагниттік зерттеу әдістерін пайдалана отырып, қалдық магнетизмді
анықтау арқылы көне дәуірлердегі магнит өрісінің бағыты мен өзіндік
ерекшеліктерін ажыратуға болады. Сонымен қатар, бұл әдіс палеогеографиялық
және геохронологиялық зерттеу жұмыстарын жүргізуде де қолданылады. Қазіргі
кезде, палеомагниттік зерттеу жұмыстары Литосфералық плиталар тектоникасы
туралы теорияны дамытуда көп пайдасын тигізуде. Соңғы жылдары көне
жыныстарда кері бағыттағы магниттену қасиеті бар екендігі анықталды. Бұл
қасиет магнит полюстерінің алғашқы орындарын ауыстыру немесе өзгерту
мүмкіндіктерімен байланысты деп саналады. Сонымен бірге, тура бағытталған
нормалық магниттену мен кері бағытталған магниттену дәуірлерінің
(полюстердің өзгеруіне байланысты) кезек алмасу жағдайы байқалады.
Геомагниттік өрістің полярлық өзгерістері мен алмасуы — геомагниттік
хронология шкаласын жасаудың негізі болып саналады.
Мұхиттар түбінің магнит өрісі континенттік магнит өрісінен бөлек. Олар
бір-бірінен өзіндік ерекшеліктерімен ажыратылады. Мұхиттар түбінде
магниттік аномалиялар жолақ-жолақ болып орналасады. Олар оң және теріс
зарядталған аномалиялар түрінде мұхиторталық жоталарға параллель бағытта
жүздеген километрге созылып жатады. Барлық өлшемдері жағынан бірдей, ұқсас
аномалиялар орталық аномалияның екі жағында бірдей қашықтықта кезек
алмасып, симметриялы түрде орналасатындығы анықталды. Бұл жағдай
геомагниттік шкалаға сүйене отырып, мұхит түбінің мұхиторталық жотаның екі
жағына қарай бірдей кеңею дәрежесін анықтауға мүмқіндік береді.
Жердің жылулығы. Жердің жалпы жылулық режимі екі жағдайға байланысты, яғни
Күннен бөлінген жылулыққа; жер қойнауындағы жылулық мөлшеріне қарай
қалыптасады. Жер бетіндегі ең негізгі жылулық көзі — Күн энергиясы, ал Жер
қойнауынан бөлінетін жылудың жер бетінде атқаратын ролі шамалы ғана. Әрбір
минут сайын жер бетінің әрбір шаршы сантиметріне (1 см2) Күн сәулесі арқылы
қелетін жылу мөлшері шамамен ~8,13 Дж шамасында болады екен. Бұл цифр әр
уақытта да тұрақты сан есебінде қабылданған. Жалпы алғанда, Жер Күннен
минутына 1019 Дж мөлшерінде сәуле энергиясын алады. Жер бетіндегі жылу
мөлшері оның жеке аудандарының Күннен түскен жарық мөлшерін қабылдау
мүмкіндіктеріне байланысты.
Күннен түскен жарық сәулесін қабылдау немесе оны кейін қайтару мөлшері
негізінен құрлық пен суға, ауа және мұхит ағындарына, бедер пішіндері мен
өсімдік жамылғыларына байланысты болады.
Күн энергиясының мөлшеріне қарай әр түрлі әрекеттердің нәтижесінде жер
бетінде сан алуан өзгерістер байқалады (су айналымы, су мен желдің әсерінен
жер бетінің бұзылуы, тау жыныстарының үгілуі жәңе т. б.). Жер бетінде
тіршіліктің пайда болуы және органикалық дүниенің даму ерекшеліктері де Күн
энергиясына тікелей байланысты.
Жердің ішқі қойнауындағы жылу энергиясының қөзі ретінде — радиоактивтік
элементтердің ыдырауы, жерді құрайтын заттардың гравитациялық жіктелуі және
т. б. процестер кезінде бөлінетін энергия көздерін атауға болады. Әсіресе,
радиоактивтік ыдырау кезінде бөлініп шығатын энергия мөлшері орасан зор.
Радиоактивтік элементтер (уран, торий, калий және т. б.) көпшілік жағдайда
жер қыртысында кездеседі, ал кейде аз мөлшерде жердің терең қабаттарында да
болуы мүмкін. Кейбір есептеулер бойынша, жер қойнауында радиоактивтік
ыдырау процестеріне байланысты бөлінетін энергия мөлшері (1,4—3,0)-Ю21 Дж
шамасында болады, сол секілді гравитациялық энергия мөлшері де осы шамалас
деп саналады.
Жер бетінде жыл бойы температураның Күн сәулесі әсерінен өзгеруі өте жоғары
дәрежеге дейін көтеріледі. Мысалы, құмды дал ада 100°С-қа дейін жетеді.
Жер бетінен оның ішкі қабатына қарай тереңдеген сайын температура төмендей
береді. Ал белгілі бір тереңдікте температура тұрақты болып, өзіндік белдеу
құрайды. Бұл белдеуде температура жыл бойы тұрақты және белгілі бір
ауданның орташа жылдық температурасына тең шамада болады. Мысалы, Москвада
тұрақты температуралық белдеу —20 м-лік тереңдікте (4,2°С), Парижде — 28 м-
лік тереңдікте (11,83°С) байқалады. Жалпы алғанда Күн сәулесі жердің 20—30
м-дей тереңдігіне дейін ғана эсер етеді.
Тұрақты температура деңгейінен темен қарай, жердің ішкі жылулық энергиясы
әсерінен, температура арта бастайды. Мысалы, Солтүстік Каспий маңайында
бұрғыланған скважинаның 500 м-лік тереңдігіндегі температура 42,2°С, 1000 м-
лік тереңдікте — 55,2°С, 1500 м— 69,9°С, 2000 м — 80,4°С, 2500 м — 94,4°С,
3000 м — 108,3°С-қа дейін көтеріледі. Тұрақты температура деңгейінен темен
қарай, температура шамасының 1°С-қа көтерілуі үшін жеткілікті тереңдік
(немесе метр есебімен алынған қашықтық) — геотермиялық саты деп аталады.
Жер қыртысында оның шамасы тау жыныстарының құрамы мен құрылыс
ерекшеліктеріне немесе жатыс жағдайларына байланысты бірнеше метрден 200 м-
ге дейінгі аралықта өзгереді. Геотермиялық сатының орташа шамасы — 33 м.
Мысалы, вулкандық аймақтарда геотермиялық сатының минимал шамасы — 2—3 м,
Солтүстік Кавказда — 12 м, Москва маңайында — 38,4 м, Кривой Рогта — 112,5
м, Карелияда — 100 м және одан да жоғары болып кездеседі.
Геотермиялық сатыға кері ұғым геотермиялык. градиент деп аталады.
Геотермиялық градиент деп, жер қойнауының әрбір 100 м-іне тереңдеген
сайынғы температураның (градус есебімен) өзгеру шамасын айтамыз.
Геотермиялық градиенттің орташа шамасы (әрбір 100 м-ге) 3°С деп есептеледі.
Жер қойнауының температуралық режимі туралы негізгі мәліметтер шахталар мен
бұрғылау скважиналарында жүргізілген геотермиялық тікелей өлшеу
жұмыстарының нәтижесінде алынады. Мысалы, Кола түбегінде бұрғыланған өте
терең скважина арқылы кристалдық, тау жыныстарының температурасын тікелей
өлшеу жұмыстарының нәтижесі мына төмендегідей: 7 км тереңдікте — 120°С
(жоба бойынша 60—70°С болу мүмкін деп болжанған еді); 10 км тереңдікте —
180"С; 12 км тереңдікте — 200°С-тан астам екендігі анықталды. Ал •9,5 км
тереңдікте шөгінді қабатты тесіп өткен Берта Роджерс (АҚШ) атты бұрғылау
скважинасындағы температура — 243°С-қа дейін жеткен.
Кейбір есептеулер бойынша геотермиялық саты 20 км-лік тереңдікке дейін
сақталады, ал одан тереңірек қабаттарда температураның өсу дәрежесі
кенеттен баяулап, тез төмендейді.
В. А. Магницқийдің есебі бойынша температураның тереңдікке қарай өзгеру
дәрежесі континенттер мен мұхиттар түбінде төмендегідей болады:

100 км тереңдікте температура — ІЗОО^С (вулкандық лавалардың температурасы
осыған жақын деп саналады). 400 км тереңдікте температура — 1700°С, 2900 км
— 3500°С, 5000 км — 5000°С болады деп есептеледі.
Кейбір ғалымдардың пікірлері бойынша жердің орталық ядро бөлігінде
температура 5000°С және одан да жоғары болуы мүмкін деп саналады.
Е. А. Любимованың есептеуі бойынша жердің максимал температурасы 2000—2500
м-дей тереңдікте 4000°С шамасында болады. Ал одан ары терендеген сайын,
температура біртіндеп кеми бастайды. Жердің орталық бөлігінде температура —
2600°С шамасында болады деп жорамалданады. Әрине, бұл жерде температураның
тереңдікке байланысты өзгеретіні туралы басқа да пікірлер бар екендігін
ескеру қажет.
Жер қойнауының температуралық режимін зерттеп-білу шахталар тұрғызуда және
терең қабаттарды бұрғылау жұмыстарын жүргізуде өте қажет. Егер шахтадағы
температураны білу шахтерлердін жұмыс жағдайын жақсарту үшін қажет болса,
ал бұрғылау скважинасындағы температураның өзгерістерін білу бұрғылау техно-
логиясын жетілдіруге мүмкіндік береді.
Қазіргі кезде жер астындағы ыстық сулар мен ыстық. су буларын тұрмыс
қажетіне жарату, мысалы, елді ме-кендерде үйлерді жылыту үшін
(Рейкьявик—Исландия) немесе геотермиялык электростанциялар тұрғызу
(Камчатка — ТМД, Италия) максатында пайдаланылады.
IV. ЖЕР ҚЫРТЫСЫНЫҢ ЖАЛПЫ ҚҰРАМЫ
Жер қыртысы әр түрлі тау жыныстарынан тұрады. Олар кемінде екі минералдан,
ал көпшілік жағдайда бірнеше минералдардан құралады. Минералдардың саны
алуан-түрлі. Олар екі немесе бірнеше химиялық элементтердің қосындысы
ретінде эр түрлі жағдайда пайда болады.
Жер қыртысының және жердің жалпы құрамын анықтау үшін, ғалымдар жер бетіне
шығып жатқан заттарды зерттеумен қатар, жердің ішкі терең қойнауынан немесе
мұхит түбінен көтерілген (бұрғылау скважиналары арқылы) тау жыныстары мен
минералдардың химиялық құрамын зерттейді, сонымен қатар салыстыра отырып
зерттеу мақсатында Жер серігі Айдан әкелінген тау жыныстарының және Жер
бетінде табылған метеориттердің құрамын әр түрлі әдістерді пайдалана отырып
тексереді.
IV.1. ЖЕР ҚЫРТЫСЫНЫҢ ХИМИЯЛЫҚ ҚҰРАМЫ
Жер қыртысының (16 км тереңдікке дейінгі аралықты қамтитын) химиялық құрамы
жөніндегі алғашқы ғылыми еңбектің авторы — американ ғалымы Ф. Кларк (1889)
болды. Ол өз еңбегінде әр түрлі тау жыныстарының алты мыңға жуық үлгілерін
талдай отырып, олардың құрамының арифметикалық орта шамасын есептеп
шығарды. В.Е. Ферсман Ф. Кларктың зор еңбегін өте жоғары бағалай отырып,
жер қыртысында кездесетін химиялық элементтердің орта шамасын кларк
мөлшері деп атауды ұсынды. Біздің елімізде жер қыртысының химиялық құрамын
зерттеу жұмыстарымен айналысқан көптеген ғалымдардың ішінен В.И.
Вернадский, А.Е. Ферсман, В.Г. Хлопин, А.П. Виноградов, А.А. Ярошевский
есімдерін ерекше атап өтуге болады.
Төменде берілген IV. 1-кестесінен жер қыртысында кең таралған химиялық
элементтердің орта сандық және сапалық мөлшерімен танысуға болады.
IV. 1 - кесте Жер қыртысының химиялық құрамы (процент есебімен, %)

Химиялық А. П. А. Б. Ронов
элементтер Виноградов пен А. А.
бойынша Ярошевский
(1962) бойынша (1976)
Оттегі 47,00 46,50
Кремний 29,50 25,70
Алюминий 8,05 7,65
Темір 4,65 6,24
Кальций 2,96 5,79
Натрий 2.50 1,81
Калий 2,50 1,34
Магний 1,87 3,23

Кестеде берілген сегіз элемент жер қыртысында қездесетін барлық химиялық
элементтердің 98%-ін құрайды. Бұлардан басқа (А. Б. Ронов пен А. А.
Ярошевойдің санағы бойынша) жер қыртысында: Ті—0,52%, С—0,46%, Н—0,16%,
Мп—0,12%, 5—0,11% шамасында кездеседі, ал қалған барлық элементтердің
үлесіне — 0,37%-і тиеді.
А. Е. Ферсман (1930) метеориттердің құрамын зерттеу нәтижелеріне және
жердің ішкі құрылысы туралы геофизикалық дереқтерге сүйене отырып, Жердің
жалпы химиялық құрамын есептеп шығарған.
Кейінірек американ геохимигі Б. Мейсон (1978) Айдан әкелінген тау
жыныстарын зерттеу нәтижелерін пайдалана отырып, жердің жалпы химиялық
құрамын өзінше анықтайды (IV. 2-кесте). Оның және А. Е. Ферсман құрастырған
қестелердегі айырмашылық шамалы ғана.

Жердiң iшкi құрылысын зерттеудiң басты-басты геофизикалық әдiстерi

Жердiң жоғарыда сөз болған негiзгi және қосалқы қабықтарын даралау
барысында оларды құрайтын заттардың кейбiр физикалық сипаттарындағы
мөлшерлiк өзгерiстер ескерiледi, мұндай сипаттар қатарына жататындар (
заттардың тығыздығы, қысымы, температурасы, сейсмикалық толқындар
жылдамдығы, салмақ күшiнiң үдеуi, электрөткiзгiштiгi т.с.с. Сөз болған
мөлшерлiк өзгерiстер жайлы мәлiметтер әдетте әр түрлi геофизикалық зерттеу
әдiстерi көмегiмен алынады.
Жердiң iшкi құрылыс ерекшелiктерiн оқшаулауға мүмкiндiк беретiн
геофизикалық зерттеу әдiстерiнiң басты-басты түрлерi ( сейсмология,
гравиметрия, магнитометрия, электрометрия және Жер геотермикасы.
Сейсмология қатты Жер аумағында табиғи (негiзiнен, жерсiлкiнiстер)
немесе жасанды (өндiрiстiк жарылыстар, атом және сутегi бомбаларын жерасты
жағдайында сынау т.б.) процестер нәтижесiнде туындаған бүкiл қозғалыстар
жылдамдығын өлшеу және саралау шараларымен айналысады. Жерсiлкiнiстер
немесе жасанды жарылыстар барысында сол дүмпу немесе жарылыс ошағында
серпiндi тербелiстер пайда болады, бұл тербелiстердi сейсмикалық толқындар
деп атайды. Сейсмикалық толқындар дегенiмiз, сайып келгенде, қатты да
серпiндi Жер болмысында пайда болған төментербелiстi дыбыс толқындары.
Бұларды кейде көлемдiк, немесе серпiндi толқындар деп те атайды. Жердiң
беткi өңiрiнде таралатын байырғы толқындармен салыстырғанда серпiндi
толқындар планетаның бүкiл көлемiн “кесiп өтуге” қабiлеттi. Әсерлеп
айтқанда, жерсiлкiнiстер мен жарылыстар сәтiнде пайда болған сейсмикалық
толқындар бүкiл планета қимасын кесiп өте отырып, оның iшкi құрылысындағы
ерекшелiктердi байырғы рентген сәулелерi сияқты ашып көрсетуге жарамды.
Сейсмикалық толқындар қума толқындар және көлденең толқындар болып екi
түрге бөлiнедi. Қума сейсмикалық толқындар (Р-толқындар) серпiндi сығылым
толқындары болса, көлденең сейсмикалық толқындар (S-толқындар) ( жылжыма
толқындар. Қума толқындардың қатты Жер қимасынан өту көрiнiсi байырғы
дыбыстың атмосферада таралуын еске салады, олар қатты заттардан да,
сұйықтардан да еш кiдiрiссiз өте алады. Көлденең толқындардың денелерден
өту жылдамдығы қума толқындар жылдамдығынан 1,7 есе баяу. Көлденең
толқындардың қума толқындардан тағы бiр айырмашылығы, олар сұйық денелерден
өте алмайды.
Сейсмология ғылымының басты принципi сейсмикалық толқындар жылдамдығын
өлшеуге, тiркеуге және олардың Жер қимасынан өту жылдамдықтарындағы
өзгерiстердi саралауға, сол сияқты аталған толқындардың физикалық сипаттары
(әсiресе тығыздығы) бiр-бiрiнен анық ерекшеленетiн көршiлес екi дене
жапсарындағы сыну (рефракция) және шағылысу ерекшелiктерiн зерттеуге
негiзделген. Сейсмология ғылымы тұрғысынан алғанда Жердi құрайтын заттардың
тығыздық көрсеткiшi өте маңызды, себебi сейсмикалық толқындардың кез келген
заттан өту жылдамдығы сол заттың тығыздығына тiкелей байланысты, яғни зат
неғұрлым тығыз болса, сейсмикалық толқындар одан солғұрлым жылдамырақ
өтедi.
Сейсмикалық толқындарды тiркеу әдейi жасақталған сейсмограф деп
аталатын өте сезiмтал прибор көмегiмен жүзеге асады. Жер шарының әртүрлi
нүктелерiнде мыңдаған сейсмикалық бекеттер орналастырылған, олар, бейне
бiр көз iлмейтiн қырағы ... жалғасы

Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.