Особенности распределения плотности вещества горных пород в недрах реальной земли кратко

Обновлено: 08.07.2024

ПЛОТНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД (а. rock density; н. Gesteinsdichte; ф. densite des roches; и. densidad de rocas) — определяется отношением массы горных пород к её объёму.

Плотность горных пород зависит от их минерального состава, структурно-текстурных особенностей, пористости, вида вещества, заполняющего поры и пустоты (газ, нефть, вода), а также от условий образования и залегания горных пород. Различают минералогическую плотность горных пород (отношение массы высушенных и измельчённых до исчезновения пор твёрдых частиц породы к объёму, ими занимаемому), плотность абсолютно сухой породы и плотность породы, заполненной флюидами (отношение массы твёрдой, жидкой и газообразной фаз горной породы к объёму, занимаемому этими фазами). Измерение плотности горных пород на образцах ведётся главным образом гидростатическим способом, реже гамма-гамма методами. В естественном залегании плотность горных пород определяют по данным плотностного гамма-гамма-каротажа либо (что менее точно) оценивают по данным гравиметрических исследований в горных выработках или путём расчётов по гравиметрическим съёмкам.

Наиболее часто встречаемая плотность горных пород 1200-4700 кг/м 3 . Более высокие значения (до 5000 кг/м 3 ) характерны для магматических пород, поскольку их пористость мала. Плотность магматических горных пород повышается от кислых разностей к основным и ультраосновным по мере уменьшения содержания лёгкого кремнезёма и постепенного увеличения содержания тяжёлых элементов (например, плотность гранитов в среднем 2600 кг/м 3 , гранодиоритов 2650 кг/м 3 , габбро 2900 кг/м 3 и пироксенитов 3200 кг/м 3 ). Плотность метаморфических пород изменяется от 2400 до 3400 кг/м 3 и зависит от их состава, вида и степени метаморфизма. Например, снижение плотности горных пород (на 20-40%) наблюдается при гидротермально-метасоматических изменениях, увеличение — при контактовом метаморфизме. Плотность осадочных пород составляет 1200-3000 кг/м 3 (наиболее часто 1700-2700 кг/м 3 ) и в значительной мере определяется их пористостью, влажностью, фациально-литологическими и тектоническими факторами. Наиболее устойчивые значения характерны для хемогенных осадочных горных пород — гипса (2300 кг/м 3 ), ангидрита (2900 кг/м3), каменной соли (2100-2200 кг/м 3 ), пористость которых редко превышает 2-3%.

Плотностная дифференциация горных пород в недрах определяет ряд тектонических и магматических процессов. На различии в плотности горных пород основаны гравиметрическая разведка, отделение более тяжёлых рудных минералов от пустой породы при гравитационном обогащении. Значение плотности горных пород определяет их поведение при их разрушении в процессе добычи (см. Буримость, Взрываемость).

Геология

о теории и практике

Масса и плотность земли. Распределение силы тяжести.

Плотность Земли была впервые определена И. Ньютоном в 1736 г. в пределах 5—6 г/см 3 . Последующие, более точные, определения дали среднюю плотность 5,527 г/см 3 . Эта величина значительно превышает плотность верхних горизонтов земной коры, которая на основании многочисленных измерений плотностей выходящих на поверхность горных пород может быть определена более или менее точно. В табл. приводятся средние плотности полнокристаллических изверженных пород (по Р. А. Дэли).

Установить подобным путем плотность глубоких недр Земли нельзя. Для определения их плотности учитываются не только скорости сейсмических волн, но и данные о распределении силы тяжести, размерах и форме

Земли, движении полюсов, приливах, вызванных притяжением Луны и Солнца и т. п. Сопоставление всех этих данных с обязательным учетом массы и момента инерции планеты позволяет составить систему уравнений, выражающих зависимость значений различных физических свойств земных недр от глубины. Но однозначного решения этих уравнений пока еще нет, и полученные в настоящее время значения плотности материи внутри Земли в значительной мере гипотетичны. Схема распределения плотностей внутри Земли приведена в табл.

Средние плотности изверженных пород, по Р. А. Дэля
Породы

Наука, изучающая земное поле силы тяжести, называется гравиметрией (от лат. gravis — тяжелый и греч. metreo — измеряю).

Деформации твердой оболочки составляют около 1/3 величины деформации гидросферы и проявляются в изменении высоты и наклона земной поверхности. Под действием небесного тела поверхность Земли приподнимается и наклоняется таким образом, что нормаль к поверхности приближается к направлению на центр небесного тела. Расположение масс Земли меняется и вызывает изменение величины потенциала силы тяжести. Эти изменения достигают максимума, когда небесное тело находится в зените или надире места наблюдения. Максимальная величина Dg может достигать

0,15 мгал, т. е. хорошо фиксируется современными гравиметрами, а величина отклонения отвеса достигает 0,02″ и уверенно отмечается горизонтальными маятниками.

Строение земной коры более или менее отчетливо выражается в аномалиях силы тяжести (гравитационных). Эти аномалии соответствуют разности между наблюдаемой силой тяжести и ее теоретическим значением в тех же точках земной поверхности, т. е. отражают различия в строении идеальной и реальной Земли. При этом гравитационные аномалии отличаются не только по величине, но и по направлению силы тяжести (вызывают отклонения отвеса от вертикали).

Поскольку определения силы тяжести производятся на поверхности Земли, не совпадающей, за исключением поверхности Мирового океана, с уровнем геоида, гравитационные аномалии обычно приводятся к поверхности геоида и выражаются в так называемых аномалиях Буге, вычисленных с поправками за высоту точки наблюдения и за притяжение промежуточного слоя.

Выделяют региональные и местные аномалии. Первые распространяются на десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (многие десятки и сотни миллигалов Миллигал (мгал) — тысячная часть гала. Гал — единица измерения ускорения силы тяжести (ё), 1 гал = 1 см/сек 2 .). На фоне региональных аномалий проявляются местные аномалии разного масштаба и характера, связанные с особенностями строения самых верхних горизонтов земной коры. Местные аномалии широко используются в поисково-разведочной практике (при поисках нефти, газа и других полезных ископаемых).

Для объяснения этого явления в середине XIX в. английскими астрономами Дж. Эри и Ф. Праттом была предложена оригинальная гипотеза строения земной коры, впоследствии (1889 г.) названная американским геологом Е. Диттоном изостазией (от греч. 18081азюз — равновесящий). Дж. Эри предположил (1855 г.), что земная кора состоит из блоков, имеющих одинаковую плотность, но разную толщину. Блоки плавают в более плотном и вязком подкоровом субстрате, подчиняясь закону Архимеда. Толщина блоков и глубина их погружения наиболее велики в горных районах и минимальны в океанических впадинах. При этом материал субстрата перетекает от погружающихся частей к поднимающимся.

Гипотезы Дж. Эри и Ф. Пратта впоследствии были развиты зарубежными учеными (Ф. Венинг-Мейнесом, Д. Хейфордом) и претерпели весьма значительные изменения. Причем было выяснено, что принцип изостазии полностью подтверждается данными геодезии, полученными на основании угловых измерений и определений силы тяжести, по которым с точностью до малых первого порядка Земля находится в состоянии гидростатического равновесия и в первом приближении состоит из однородных концентрических слоев, плотность которых увеличивается к центру Земли.

Однако если принцип изостазии более или менее правильно отражает распределение силы тяжести в масштабе наиболее крупных частей земной поверхности — океанов и материков, то он оказывается вовсе несостоятельным для объяснения более мелких и практически более важных деталей строения земной коры, фиксируемых относительно небольшими, но широко распространенными отклонениями от изостатического равновесия — местными аномалиями. Эти аномалии с большой точностью отражают особенности геологического строения верхних слоев земной коры и в некоторых случаях могут быть использованы при поисках и разведке полезных ископаемых. Для этого карты гравитационных аномалий сопоставляют с геологическими картами, что позволяет делать выводы об особенностях геологического строения больших глубин, недоступных непосредственному изучению. Таким путем были, например, обнаружены в районе Эмбы соляные купола, скрытые под мощными наносами, в Донецком бассейне были прослежены залегающие на глубине угленосные толщи и т. п.

Гравитационное поле (поле силы тяжести) Земли неоднородно. В нем отчетливо выделяются следующие типы.

Огромные пространства поверхности материков со спокойным рельефом (платформы), которые характеризуются чередованием небольших положительных и отрицательных аномалий, охватывающих сравнительно незначительные по площади районы. Расчеты показывают, что лишь ничтожное количество таких аномалий связано со строением поверхностных горизонтов земной коры, а большинство вызвано действием масс, лежащих на глубинах первых десятков километров. Так как в этих регионах положительные аномалии чередуются с отрицательными, их среднее значение, как правило, близко к нулю. Подобная спокойная картина гравитационного поля нарушается лишь в областях, испытавших сравнительно недавние поднятия (южная часть Индии, область поднятий в Африке) и в участках центральных оседаний земной коры, например в зоне восточноафриканских озер (Ньяса, Танганьика, Киву, Виктория, Эдуард, Альберт). Большинство таких областей характеризуется отрицательными гравитационными аномалиями (резким минимумом силы тяжести).

Особое положение занимает прибрежная зона Тихого океана (островные дуги — Индонезия, Япония, Курильские острова и др.), характеризующаяся крупными отклонениями от изостазии, выраженными в аномалиях силы тяжести. Полосы очень сильных отрицательных гравитационных аномалий приурочены к глубоководным желобам, расположенным вдоль обращенной к океану периферии островных дуг. Самим островным дугам и внутренним морям, отделяющим их от материка, соответствуют положительные аномалии. Глубина залегания масс, вызывающих эти аномалии, по исследованиям А. Н. Люстиха, не превышает 50 км.

В океанах гравитационное поле спокойно и меняется более плавно, чем на материках. Заслуживает большого внимания поле силы тяжести вулканических островов (Гавайских в Тихом океане, о. Вознесения в Атлантическом и др.).

Эти острова характеризуются громадными положительными аномалиями. Однако после введения поправки Буге аномалии становятся близкими к нулю. Это значит, что массы вулканических островов являются как бы посторонним грузом, наложенным на земную кору. Характерно, что грандиозные нагромождения траппов на платформах не вызывают сколько-нибудь сильных аномалий. Участки платформ, покрытые траппами, по своей гравитационной характеристике принципиально не отличаются от других частей платформ.

Конечно, учитывать принцип изостазии при анализе формирования некоторых геологических структур необходимо, но считать его одной из первопричин тектонических процессов нельзя. Тектонические гипотезы изостазии (в любой их форме) в качестве основного движущего геологического фактора, определяющего соответствие формы поверхности Земли с ее внутренним строением, выдвигают гидростатическое равновесие масс Земли и земной коры. Нарушение этого равновесия, вызванное, например, размывом горных хребтов и заполнением продуктами этого размыва впадин или наступанием мощных покровных ледников, резко увеличивающих массу перекрытых ими участков земной коры, или, наоборот, таянием покровных льдов, заметно снижающим нагрузку, и т. п. — все это должно компенсироваться воздыманием облегченных и погружением увеличивших свою массу участков. Эти чисто механические представления вовсе не учитывают огромного многообразия геологических процессов и вызывающих их причин и, как совершенно правильно подчеркнул В. А. Магницкий, исходят из принципа, по существу враждебного развитию. В результате вместо развития получается картина умирания Земли (после неизбежного восстановления полного равновесия). Движения поверхности Земли очень часто происходят в направлении, противоположном тому, которое должно было бы возникнуть согласно принципу изостазии. Например, Прикаспийская низменность испытывает в настоящее время погружение, хотя земная кора там чрезвычайно легка и по гипотезе изостазии должна была бы подниматься.

Масса Земли равна 5,98 X 10 24 кг, т. е. около 6 тыс. триллионов т, а её средняя плотность 5,52 г/куб. см. Вместе с тем средняя плотность внешних слоёв земной коры вдвое меньше.

Сопоставляя эти цифры, необходимо прийти к выводу, что внутренность нашей планеты должна иметь плотность не менее 8,37.

В центре Земли плотность достигает 17,2 г/куб. см при давлении 3 млн. атм и что она особенно резким скачком (от 5,7 к 9,4) меняется на глубине 2900 км, а затем на глубине 5 тыс. км. Первый скачок позволяет выделить в земном шаре плотное ядро, а второй — подразделить это ядро на внешнюю (2900—5000 км) и внутреннюю (от 5 тыс. км до центра) части.

Другое объяснение сводится к предположению, что внутренность Земли состоит из веществ большего удельного веса, чем земная кора, преимущественно из металлов. Так как плотность и твёрдость внутренних частей Земли сравнительно мало отличаются от плотности и твёрдости железа в обычных физических условиях, то большинство учёных придерживается мнения, что земное ядро построено из железа с примесью никеля. Таким образом, вторая гипотеза постулирует расслоение Земли на оболочки, резко отличающиеся по своему химическому составу; первая же, не отрицая известной дифференциации вещества по удельному весу, главную причину изменения плотности материи внутри Земли видит в физических условиях (возрастании давления) и полностью отрицает существование металлического ядра. Средняя плотность планет тем выше, чем больше размеры планеты: Меркурий 3,8 г/куб. см, Марс 3,93, Земля 5,52. Это говорит о возможности значительного уплотнения вещества под действием возрастающего давления.

Особенно крупные услуги в изучении глубоких недр земного шара оказывает сейсмология, наука о землетрясениях. Сейсмические волны в руках современных геофизиков стали своего рода лучами, как бы просвечивающими нашу планету и позволяющими делать известные заключения об её внутреннем состоянии и строении.

Землетрясение — это результат внутренних напряжений в земном веществе, приводящих к разрыву масс и к их смещению. Смещение может быть очень небольшое, но упругие волны, порождённые им, распространяются в теле Земли на громадные расстояния от места своего возникновения, именуемого очагом. Центр тяжести сейсмического очага носит название гипоцентра. Действие волн скажется для нас прежде всего в той точке (вернее области) земной поверхности, которая находится ближе всего к очагу, — в так называемом эпицентре, лежащем на одной вертикали с гипоцентром.

Упругая волна — сферическая. Радиусы сферы, т. е. траектории распространения волн, называются сейсмическими лучами.

При землетрясении возникают волны трёх родов:

1) продольные волны (Р), могут возникать в любых телах — твёрдых, жидких и газообразных; напоминают звуковые волны; движутся быстрее всех других волн, порождаемых землетрясением;

2) поперечные волны (S), движущиеся медленнее продольных; напоминают световые волны; являются волнами сдвига, могут возникать и распространяться только в твёрдой среде;

3) ещё более медленные поверхностные волны (L) — сложная группа волн, которые образуются только в поверхностных частях земной коры, а на глубине затухают; начинаясь от эпицентра, они вызывают на земной поверхности сильные смещения и разрушения.

Все эти волны расходятся от сейсмического очага разными путями, вследствие чего на станции, удалённой от эпицентра, прибытие их регистрируется разновременно. Позже всего приходят длинные волны L, так как они распространяются только по периферии Земли. Волны Р и S, пронизывающие тело Земли на больших глубинах, приходят раньше, причём первыми регистрируются более быстрые продольные волны (Р — primae — первые), а затем более медленные поперечные (S — secundae — вторые).

Если бы тело Земли было однородно, сейсмические лучи волн Р и S были бы прямыми линиями. Постепенное увеличение плотности Земли с глубиной дало бы вогнутые траектории, обращённые выпуклостью внутрь Земли. Если же плотность Земли с глубиной меняется скачками, то в этих вогнутых кривых должны быть переломы на границах сред, обладающих разными плотностями, не говоря уже о частичном отражении волн. Именно последнюю картину мы и наблюдаем.

Исследование скоростей сейсмических волн, их характера и траекторий приводит к следующим заключениям:

1) при прохождении сквозь тело Земли продольных и поперечных волн скорости этих волн изменяются, что свидетельствует об изменениях свойств проходимой ими среды;

2) скорости изменяются скачками, — значит, изменение свойств среды происходит тоже скачками;

Имеется в сущности два резких перелома скоростей: на глубине 60 км и на глубине 2900 км. Иными словами, отчётливо обособляются только внешний слой (земная кора) и внутреннее ядро. В промежуточном между ними поясе, а также внутри ядра налицо лишь изменение темпа увеличения скоростей.

О химическом составе внутренних частей планеты нет единодушного мнения, так как говорить о химическом составе вещества, опираясь по сути дела только на представления об изменении его плотности, весьма затруднительно.

Земная кора состоит преимущественно из гранитов; осадочные породы в ней имеют подчинённое значение. Под гранитной оболочкой предполагают существование слоя, близкого по составу к базальту или перидотиту. На сравнительно уже небольших глубинах, где температура и давление достаточно высоки, твёрдые горные породы обладают свойством пластичности, т. е., подвергаясь давлению, способны менять свою форму и сохранять это изменение формы после прекращения давления.

Чем можно объяснить расслоение Земли по крайней мере на две концентрические сферы, облекающие плотное ядро?

Если какой-нибудь вулкан извергается часто — лава не успевает дифференцироваться и заметного различия в продуктах извержения нет. Но чем дольше период покоя между извержениями, тем глубже дифференциация, — оттого одни и те же вулканы в одних случаях изливают основную лаву, в других кислую.

Излияние жидкой расплавленной лавы на поверхность не противоречит утверждению, что недра Земли находятся в твёрдом состоянии. Отдельные магматические очаги могут возникать под влиянием разогрева земной коры в областях значительной местной концентрации радиоактивных элементов. Кроме того, на больших глубинах, где температуры высоки и в обычных условиях были бы достаточны для расплавления горных пород, последние продолжают оставаться твёрдыми по причине колоссальных давлений, повышающих температуру плавления. Следовательно, достаточно ослабить давление, чтобы перегретое вещество перешло в жидкость и стало содержащимися в нём газами увлекаться к поверхности Земли. При гравитационной дифференциации восходящие движения, т. е. перенос вещества в области убывающего давления, осуществляются в самом широком масштабе.

(a. rock density; н. Gesteinsdichte; ф. densite des roches; и. densidad de rocas ) - определяется отношением массы горн. породы к её объёму. П. г. п. зависит от их минерального состава, структурно-текстурных особенностей, пористости, вида вещества, заполняющего поры и пустоты (газ, нефть, вода), a также от условий образования и залегания г. п. Pазличают минералогич. П. г. п. (отношение массы высушенных и измельчённых до исчезновения пор твёрдых частиц породы к объёму, ими занимаемому), плотность абсолютно сухой породы и плотность породы, заполненной флюидами (отношение массы твёрдой, жидкой и газообразной фаз г. п. к объёму, занимаемому этими фазами). Измерение П. г. п. на образцах ведётся гл. обр. гидростатич. способом, реже гамма-гамма методами. B естеств. залегании П. г. п. определяют по данным плотностного Гамма-гамма-каротажа либо (что менее точно) оценивают по данным гравиметрич. исследований в горн. выработках или путём расчётов по гравиметрическим съёмкам.
Hаиболее часто встречаемая П. г. п. 1200-4700 кг/м 3 . Более высокие значения (до 5000 кг/м 3 ) характерны для магматич. пород, поскольку их пористость мала. Плотность магматич. г. п. повышается от кислых разностей к основным и ультраосновным по мере уменьшения содержания лёгкого кремнезёма и постепенного увеличения содержания тяжёлых элементов (напр., плотность гранитов в cp. 2600 кг/м 3 , гранодиоритов 2650 кг/м 3 , габбро 2900 кг/м 3 и пироксенитов 3200 кг/м 3 ). Плотность метаморфич. пород изменяется от 2400 до 3400 кг/м 3 и зависит от их состава, вида и степени метаморфизма. Hапр., снижение П. г. п. (на 20-40%) наблюдается при гидротермально-метасоматич. изменениях, увеличение - при контактовом метаморфизме. Плотность осадочных пород составляет 1200-3000 кг/м 3 (наиболее часто 1700-2700 кг/м 3 ) и в значительной мере определяется их пористостью, влажностью, фациально-литологич. и тектонич. факторами. Hаиболее устойчивые значения характерны для хемогенных осадочных г. п. - гипса (2300 кг/м 3 ), ангидрита (2900 кг/м 3 ), кам. соли (2100-2200 кг/м 3 ), пористость к-рых редко превышает 2-3%.
Плотностная дифференциация г. п. в недрах определяет ряд тектонич. и магматич. процессов. Ha различии в П. г. п. основаны Гравиметрическая разведка, отделение более тяжёлых рудных минералов от пустой породы при Гравитационном обогащении. Значение П. г. п. определяет их поведение при их разрушении в процессе добычи (см. Буримость, Взрываемость).

Л. И. Петровская.

Горная энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984—1991 .

Полезное

Смотреть что такое "Плотность горных пород" в других словарях:

Фильтрация (́горных пород) — горных пород (a. filtrating properties of rocks; н. Filtrationseigenschaften der Gesteine; ф. aptitude а la filtration des roches; и. propiedades de filtracion de rocas; caracteristicas de filtracion de rocas; particularidades de… … Геологическая энциклопедия

Удельный вес магматических горных пород — Удельный вес это отношение веса тела Р к его объёму V, то есть величина g = P/V. Удельный вес может быть определён также по формуле (g=rg, где r плотность вещества, g ускорение свободного падения. В отличие от плотности удельный вес… … Википедия

СВОЙСТВА ФИЗИЧЕСКИЕ ВЕЩЕСТВ (ГОРНЫХ ПОРОД, МИНЕРАЛОВ) — это их характерные качества, обусловленные составом и строением, являющиеся постоянными при определенных внешних условиях и закономерно меняющиеся с изменением последних. Такие С. ф. в., как плотность, твердость, пластичность, были известны еще в … Геологическая энциклопедия

ВЕС ОБЪЕМНЫЙ (ГОРНЫХ ПОРОД, РУД) — отношение веса руды или п. (твердой, жидкой и газообразной фаз) к ее объему. Единица измерения в СГС Г/см3, в СИ Н/м3. В. о. зависит от минер. сост., структуры, текстуры, пористости, трещиноватости и влажности руды. В зависимости от этих факторов … Геологическая энциклопедия

ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД — – совокупность физических характеристик, в частности, механические свойства (плотность, упругость, пористость и другие), магнитные свойства, теплопроводность, электропроводность, радиоактивность и другие. Изучение физических свойств пород… … Палеомагнитология, петромагнитология и геология. Словарь-справочник.

СВОЙСТВА ТЕРМИЧЕСКИЕ ВЕЩЕСТВ (ГОРНЫХ ПОРОД, МИНЕРАЛОВ) — определяются коэф. теплопроводности (λ), теплоемкостью (с) и температуропроводностью (а), связанными между собой соотношением: где σ плотность г. п. Наибольшая … Геологическая энциклопедия

ТЕМПЕРАТУРОПРОВОДНОСТЬ (ВЕЩЕСТВ, ГОРНЫХ ПОРОД, МИНЕРАЛОВ) — параметр, характеризующий скорость выравнивания температуры при нестационарной теплопроводности λ, равный а λ/сσ, где с удельная теплоемкость и σ плотность. Единицы измерения: в СИ м2/сек; техническая м2/час = 2,788·10 4… … Геологическая энциклопедия

плотность горной породы — Масса единицы суммарного объема твердой фазы в горной породе. [ГОСТ Р 50544 93] плотность горной породы σ [ГОСТ 22609 77] Тематики геофизические исследования в скважинахгорные породы Обобщающие термины обработка и интерпретация результатов… … Справочник технического переводчика

Структура Земли — Земля в разрезе от ядра к экзосфере. Левая картинка не в масштабе. Земля имеет в первом грубом приближении форму шара (фактический радиус Земли равен 6357 6378 км) и состоит из … Википедия

ГЕОЛОГИЯ — наука о строении и истории развития Земли. Основные объекты исследований горные породы, в которых запечатлена геологическая летопись Земли, а также современные физические процессы и механизмы, действующие как на ее поверхности, так и в недрах,… … Энциклопедия Кольера

С житейских восприятий очевидно, что плотность горных пород с глубиной возрастает. Вызвано это тем, что на отложенный слой давят накопленные толщи. Давление (масса) этих толщ уменьшает расстояние между атомами вещества, что и вызывает увеличение его плотности.

С позиции ноотики - методологии индуктивного и системного познания мира природы, для выяснения этой проблемы необходимо знать какие горные породы, и в каком порядке слагают наблюдаемую часть литосферы, и значения их плотностей.

На поверхности каменной оболочки земного шара образуются и находятся базальты.

Поверхность слагают глины, пески, аргиллиты, песчаники, известняки, формируя слоистую оболочку. Не менее 80% ее глинистые породы.

Ниже, в недрах возникают и находятся граниты.

Плотность (г/см 3 ) базальта - 3,10, глины - 2,90, гранита - 2,65. Закон: с глубиной плотность горных пород уменьшается.

Такой вывод кажется абсурдным, не отвечающим реальности. Но это, только кажется. Закон обоснован фактическими значениями плотностей горных пород.

Что значит, плотность вещества литосферы с глубиной уменьшается? Это возможно при частичном удалении массы вещества с погружением в недра. Наблюдаются ли подобные удаления в природе? Конечно, излияния лавы, гейзеры, выходы холодных и термальных вод.

Получается, если лава, подземные воды удаляются на поверхность литосферы, то вещества на глубине останется меньше, а, следовательно, и плотность его уменьшится.

Почему плотность базальта, удаленного в виде лавы, больше плотности гранита, сформированного на глубине? Ведь удалять проще легкое вещество, чем тяжелое. Тем более, что базальт, сложенный вулканическим стеклом, аморфная горная порода, а гранит - кристаллическая. В аморфных веществах расстояния между атомами больше, чем в кристаллических телах, поэтому плотность аморфных веществ (базальта) должна быть меньше плотности кристаллического гранита.

Но природа не создана человеком, тем более по его указанию. Возьмем твердый кристаллический лед и аморфную воду. Плотность воды больше плотности льда, поэтому лед плавает на воде, а не тонет в нее. И это при одинаковом химическом составе кристаллического и аморфного вещества. А если химические составы кристаллического и аморфного веществ будут разными?

Познакомимся с химическими составами базальта, глины и гранита.

Содержание оксидов (в %%)

Глина (слоистая оболочка)

Видно, что в базальте содержание оксидов металлов: железа и алюминия, больше, чем в граните, а оксида кремния, наоборот, меньше. Плотность (в г/см 3 ) SiO₂ 2,65, Al₂O₃ 3,96, Fe₂O₃ 5,20, FeO 5,70. Поэтому плотность базальта больше плотности гранита, хотя базальт аморфная горная порода, а гранит - кристаллическая.

Сложим значения оксидов в базальте и граните, и разделим полученную сумму на два. Полученный остаток сравним с оксидами в глине.

Содержания оксидов в остатке и глине близки.

Получается, химический состав глины (слоистой оболочки) средний от химических составов базальта и гранита: глина = (базальт + гранит)/2. Из глины получается гранит и базальт. Делается это так. При погружении глины в недра литосферы происходит ее перекристаллизация с увеличением размера кристаллов путем формирования кристаллических сланцев, гнейса и, через гранито-гнейс, гранита.

При перекристаллизации, как свидетельствует физическая химия, очищается от примесей основа вещества, какой для силикатов служит оксид кремния. Металлы, как примеси, в виде оксидов и в самородном состоянии, удаляются. Поэтому месторождения металлов, в том числе тяжелейших платины - 21,45 г/см 3 , золота - 19,32, ртути - 13,60 и других, находятся на поверхности литосферы и, к сожалению, выклиниваются с глубиной. Подобное наблюдается и для месторождений железных руд (плотность железа 7,87).

Если бы плотность земного вещества увеличивалась с глубиной, платина, золото, уран, ртуть, серебро и само железо на поверхности каменной оболочки отсутствовали бы. Но они только там и находятся.

Об очищении вещества от примесей при кристаллизации известно людям давно. Выкристаллизовавшийся из морской воды с минерализацией 35 г/л лед, содержит меньше солей, чем морская вода. Если этот лед нагреть и перевести в воду, а ту снова охладить, то через четыре-пять таких операций из горько соленой морской воды получится пресная вода.

Если состав глины = (гранит + базальт)/2, и при ее перекристаллизации образуется гранит, то появляется остаток - вещество базальтового состава с большим содержанием металлов. Перекристаллизация сопровождается удалением из глины в виде тепла потенциальной энергии, аккумулированной в глине при ее формировании путем разрушения других горных пород. Тепловая энергия поглощается водно-силикатным раствором базальтового состава, что делает его разуплотненным (легким).

Удаление высоко нагретого базальтового раствора на поверхность и приводит к уменьшению плотности оставшегося кристаллического вещества - гранита.

Если кто знакомился с Миром реальной природы с первой части - причины и механизма тектонических землетрясений, тот помнит, что механизм землетрясений объяснялся проваливанием конусов горных пород в пустоты, возникающие при увеличении плотности глубинного вещества от уменьшения объема каменной оболочки с сохранением ее массы.

Получается нестыковка: для начала землетрясения нужно увеличение плотности вещества, а в этой части мира реальной природы показано уменьшение плотности горных пород с глубиной.

На самом деле никаких разногласий нет. Просто рассмотрено функционирование литосферы на разных уровнях глубин.

В верхней части литосферы до глубин 30-40 км происходит перекристаллизация вещества с удалением примесей, что и уменьшает плотность горных пород. После того, как все примеси удалены и остался один оксид кремния - SiO₂ - минерал кварц, а порода кварцит, громадное литостатическое давление (масса вышележащих толщ) переводит кварц плотностью 2,65 г/см 3 в минерал коусит, того же химического состава, но большей плотности - 2,91. Появляется пустота, проваливается конус, происходит землетрясение с фиксаций гипоцентра - вершина конуса, и эпицентральной области овальной формы - основание конуса. Поэтому котловины морей, заливы и бухты, равнины суши, озера на них имеют овальные очертания.

Таким образом, с глубиной плотность горных пород в наблюдаемой части литосферы, вопреки очевидному мнению, уменьшается. Вызвано это тем, что происходит перекристаллизация вещества каменной оболочки с удалением примесей - металлов. Только после полной очистки от примесей оставшийся оксид кремния - минерал кварц плотностью 2,65 г/см 3 на глубине 30 км и более под мощным давлением лежащих выше толщ переходит в более плотную модификацию оксида кремния - коусит плотностью 2,91 г/см 3 .

Читайте также: