Геологія та геоморфологія

У внутрішній будові Землі розрізняють три основні оболонки, або геосфери з різними властивостями: літосфера, мантія і ядро.

Літосфера (кам'яна оболонка) — земна кора і тверда частина мантії, що її підстилає. Пересічна потужність літосфери в океанах 70−80 км, на континентах 120−140 км. Верхній шар літосфери — земна кора — знизу чітко обмежена границею Мохоровичича. На дні океанів ця границя проходить на глибині 5−10 км, під материками вона опускається до 30−40, а в гірських районах — до 65−75 км.

Нижче поверхні Мохоровичича розташована мантія. В її межах прийнято виділяти верхній (до 400 км), середній, або перехідний (400−1 000 км) і нижній (1 000−2 900 км) шари. Верхня мантія неоднорідна за будовою, тому вона є найбільш імовірним джерелом тектонічних і магматичних процесів. Особливо значну роль у цих процесах відіграє астеносфера. Вона розташована під континентами на глибині 120−250 км і на глибині 30−60 км під океанами, наближаючись майже до самого дна у зоні серединно-океанічних хребтів. Астеносфера характеризується пониженою в’язкістю й густиною, а також високою пластичністю. Речовина астеносфери нагріта до 1 200°С і частково перебуває у розплавленому стані. Завдяки цьому вона може переміщуватися у горизонтальному й вертикальному напрямах, спричиняючи глибинні розломи у літосфері та повільні рухи великих блоків земної кори, що залягають вище. Ці процеси, як гадають, є головною причиною формування складчастих гір і утворення океанічних западин (теорія глобальної тектоніки літосферних плит). З ними пов’язані вогнища землетрусів, вулканічна діяльність, родовища корисних копалин глибинного походження тощо.

Під мантією знаходиться ядро, яке поділяють на зовнішню (на глибинах від 2 900 до 5 000 км) і внутрішню.

(5 000 км і глибше) частину. З речовиною ядра, яка внаслідок надвисокого тиску перебуває в особливо «металізованому» стані, пов’язане магнітне поле. Землі, роль і значення яко ГО розглядалися вище.

На Земній кулі найбільш поширені такі 11 хімічних елементів: кисен водень, кремній, алюміній, натрій, магній, кальцій, залізо, калій, вуглець і титан. На їх частку припадає 99,5% усіх атомів земної речовини. Таким чином Земля — це своєрідна геохімічна аномалія з надзвичайно підвищеним умістом важких металів. Це має величезне значення для розвитку й підтримання життя у біосфері, оскільки важкі метали входять до складу багатьох ферментів, що забезпечують синтез складних білкових сполук.

Вік Землі оцінюється приблизно в 5 млрд. років. Збільшення планети за рахунок акумуляції космічної речовини з газопилової хмари практично припинилося протягом перших 500 млн. років, коли нагромадилося близько 95−97% її маси.

У процесі свого розвитку Земля перебудовувалася, її речовина постійно змінювалася, переміщувалася, розшаровувалася. Ці процеси й понині тривають. Вони супроводжуються виділенням і поглинанням величезної кількості енергії. Ця енергія. може виділятися внаслідок розпаду радіоактивних елементів, ущільнення речовини Землі при стисненні її та під впливом сил гравітації. За рахунок цієї енергії внутрішні шари Землі мають високу температуру. Завдяки цьому від земних надр до земної поверхні щорічно надходить близько 8,37−1020.Дж тепла. Воно складає тільки 1/5 000 частину сонячного тепла, яке поступає на поверхню Землі, але відіграє важливу роль у всіх процесах, які тут відбуваються.

Маса Землі й густина її речовини визначають силу земного тяжіння. Коли б вона мала меншу масу, то б не могла утримати наявні сьогодні повітряну та водну оболонки. А якби її маса була більшою, то Земля могла, б у значно більшій кількості утримувала такі гази, як водень і метан. Відповідно, склад і вертикальна протяжність атмосфери були б іншими Геоморфологія — наука про рельєф Землі, його походження, просторові, генетичні та історичні закономірності будови та розвитку. Геоморфологія розглядає зміни рельєфу як процес, що складається з існуючих протиріч між рельєфоутворюючими факторами, що й обумовлює безперервний розвиток земної поверхні та форм рельєфу Морфологічна класифікація передбачає знаходження спільних фізіономічних ознак у зовнішньому вигляді форм рельєфу, що відображається морфографічними й морфометричними характеристиками. Морфографічні — переважно описують якісні ознаки рельєфу — найзагальніші особливості зовнішнього вигляду земної поверхні: низькі, середньовисотні та високі гори, гостро-, плоскоабо округловершинні гори, підвищені рівнини, кряжі, ували, гряди, плато, дрібносопковик, круті чи пологі схили, урвисті чи похилі береги тощо. Вони відображують певні образи зовнішнього вигляду поверхні, з якими пов’язують уявлення про морфологію форм рельєфу, щодо яких невідоме походження, вік або динаміка. Такі класифікації часто ефективні для застосування у рекреаційних і сільськогосподарських дослідженнях, опрацюваннях деяких інженерних проектів на початкових стадіях тощо. Ефективність морфографічних класифікацій часто залежить ^В'Д здатності дослідника передати особливості зовнішнього вигляду земної поверхні, що можуть мати практичне значення.

Для формування уявлень про найзагальніші особливості розподілу висот і глибин на земній кулі використовують гіпсографічну криву, на якій виокремлюють два основних гіпсометричних рівні земної поверхні: материковий та океанічний (рис. 2).

Гіпсометрична характеристика рельєфу — одна з найважливіших. За ступенем підняття поверхні суходолу над поверхнею океану розрізняютьнизовинний (0 — 200 м) і височинний рельєф. Останній залежно від характеру розчленування поділяють нависокі рівнини, височини, плоскогір'я та гірський рельєф. За гіпсометричною характеристикою гірський рельєф поділяють на низькогірний (до 1000 м над рівнем океану), середньогірний (1000 — 3000 м) івисокогірний (понад 3000 м).

Положення поверхні дна морів та океанів щодо рівня океану називають батиметрією (від грец. батос — глибина). За цією ознакою виокремлюють неритову (0 — 200 м завглибшки), батіальну (200 —3000 м),абісальну (3000 — 6000 м) та гіпабіссиїьну (понад 6000 м) зони.

Морфографічну характеристику рельєфу складають для різних його категорій по-різному. Опис значних за розмірами форм рельєфу, що недоступні безпосередньому дослідженню внаслідок своєї великий (материкові виступи, океанічні западини тощо), зазвичай проводять за узагальнювальними матеріалами — картами, зведеннями, геофізичними й геологічними характеристиками. У польових умовах найчастіше досліджують форми рельєфу, що за своїми розмірами доступні візуальному обстеженню. При цьому відмічають загальний вигляд рельєфу та його форм, визначають їх площі та лінійні розміри, абсолютні висоти або глибини, відносні перевищення тощо, описують елементи, що складають досліджувані форми — схили й субгоризон-тальні поверхні, визначають положення підніж і бровок, характерні кути нахилу деяких поверхонь, описують обриси форм рельєфу чи їх елементів.

Залежно від розміру форми рельєфу поділяють на планетарні (зумовлюють фізіономію Землі як планети), мегаформи (найбільші), макроформи (великі), мезоформи (середні), мікроформи (дрібні) та наноформи (найдрібніші).

Планетарні форми займають площу, що становить мільйони квадратних кілометрів. Вони простягаються на тисячі, іноді десятки тисяч кілометрів. Глибина розчленування рельєфу в ЇХ межах сягає Ю км і більше. Наприклад, різниця позначок дна Чилійсько-Перу-анського жолоба та висота вершин Анд, розміщених поряд, перевищує 15 км. Позитивними планетарними формами рельєфу є матери-ові виступи, а негативними — океанічні западини. До планетарних форм рельєфу Землі належать також серединно-океанічні хребти та геосинклінальні пояси. Вони хоча й розміщені у межах океанічних впадин і материкових виступів, проте це єдині форми рельєфу, сумірні з ними. Так, площа серединно-океанічних поясів становить 50 млн км²(майже 10% площі земної кулі). Приблизно таку саму площу займають сучасні геосинклінальні пояси, що мають відмінні морфологічні ознаки (протяжність, контрасти відносних перевищень, рекордні абсолютні висотні позначки тощо). Походження та динаміка планетарних форм різні.

Мегаформи рельєфу займають площі, що становлять десятки тисяч або сотень тисяч квадратних кілометрів, протяжність — сотні, тисячі кілометрів. Різниця висот у їхніх межах коливається від кількох сот до 8000 м. До них належать гірські системи (Карпати, Кавказ, Алтай, Альпи тощо), рівнини (Східноєвропейська, Західносибірська, Середньосибірське плоскогір'я), западини морів (Чорноморська, Каспійська, Червономорська тощо). Вони є складовими планетарних форм і наслідками їх гетерогенності (різного походження). Проте відмінність у зовнішніх ознаках (розмірах) є ознакою генезису, наприклад плат-формні рівнини, гори геосинклінального розвитку або відроджені, геосинклінальні морські котловини, котловини рифтових чи окраїнних морів тощо. Платформні рівнини зазвичай мають в основі різновікові платформи земної кори, гірські країни відображують активні орогенічні райони, деякі морські котловини сформовані на місці процесів розтягування земної кори (рифтогенезу), або перетворення глибинних шарів земної кори іншими способами.

Макроформи рельєфу зазвичай є складовими мегаформ, які займають площі, що становлять десятки або сотні тисяч квадратних кілометрів. їхня протяжність сягає десятків або сотень кілометрів, часто вони мають ізометричні обриси у плані. Глибина розчленування рельєфу макроформ може бути до 3000 м, але найчастіше — це кілька сотень метрів. Макроформами вважають деякі гірські хребти (Вигорлат-Гутинський та інші у Карпатах), вулканічні нагір'я (Вірменське, Ефіопське тощо), плато (Устюрт, Карабіль, Бадхиз та ін.), кряжі (Донецький, Тиманський), височини (Придніпровська, При-азовська, Середньоросійськатощо), гряди (Білоруська, Північні Ували), низовини на рівнинах (Причорноморська, Поліська, Придніпровська тощо), міжгірські котловини у горах (Санська у Карпатах, Ферганська на ТяньШані та ін.). Будучи значними негативними макроформами, вони часто зайняті великими водоймами (озера Севан, Іссик-Куль, Алаколь та ін.).

Мезоформи рельєфу мають розміри, що становлять кілька сотень метрів — десятки кілометрів, а глибина розчленування варіює від кількох до сотень метрів. Наприклад, окремими позитивними формацієї категорії є незначні за розмірами гірські хребти — останці, що збереглися від остаточного руйнування, грязьові вулкани, друмлі-ни, ками, барханні гряди, терикони тощо. До вироблених мезоформ належать річкові долини, великі балки, яри, карстові лійки (полья), кар'єри тощо. В утворенні мезоформ рельєфу основну роль відіграють екзогенні чинники, а також ерозійні, флювіальні, гляціальні, карстові та інші процеси.

Мікроформи рельєфу — це компоненти поверхні мезоформ, що мають розміри від кількох метрів до кількох десятків метрів. Відносні перевищення в їх межах зазвичай не перевищують кількох метрів. До позитивних форм рельєфу належать дрібні конуси виносу, піщані кучугури, бархани, дюни, прируслові вали, кургани, незначні денудаційні останці, соліфлюкційні вали та язики, дрібні зсувні тіла тощо, а до вироблених мікроформ — карстові й суфозійні лійки, невеликі яри, балки та промоїни, рови осідання тощо.

Форми нанорельєфу моделюють та ускладнюють. поверхню великих форм рельєфу. їх площа не перевищує кількох квадратних метрів, а відносні перевищення становлять 1 —2 м. До форм нанорельєфу належать болотні купини органічного походження, дрібні карстові кари, мерзлотні кам’яні вали, піщані брижі на поверхні еолового рельєфу або підводного піщаного схилу, дрібні водориїни, сліди ґрунтообробної техніки тощо.

Зазначені категорії рельєфу різняться за походженням, віком та динамікою, особливо генезисом форм. Якщо перші три категорії (планетарні, мегата макроформи) є результатом превалюючого впливу ендогенних чинників (тектоніки, вулканізму), то три інші (мезо-, мікрота наноформи) є наслідком домінуючого впливу екзогенних чинників. Ці обставини зумовили появу термінів «морфо-структура» та «морфоскульптура».

Поняття морфоструктура переважно охоплює великі нерівності земної поверхні, утворені взаємодією ендота екзогенних чинників, проте з превалюванням впливу ендогенних. У ширшому розумінні термін означає геоморфологічну категорію, тобто певні закономірності внутрішньої будови земної кори, особливості ендогенної динаміки (тектонічних рухів, магматизму, пасивної тектоніки тощо), відображені у зовнішньому вигляді земної поверхні. В іншому трактуванні «морфоструктура» це закономірності розміщення певних форм рельєфу залежно від особливостей внутрішньої будови земної кори особливо її верхньої частини, що бере участь у створенні форм Рельєфу.

Термін «морфоскульптура» означає значно менші за розмірами форми рельєфу, створені внаслідок взаємодії ендота екзогенних чинників, з превалюванням впливу екзогенних. За іншим визначенням «морфоскульптура» — це характеристика закономірностей розміщення на поверхні Землі форм рельєфу переважно екзогенного походження.

Залежно від домінуючого чинника рельєфоутворення (про що свідчить переважання на певній території відповідного екзогенного процесу або групи процесів) розрізняють такі генетичні типи екзогенного рельєфу.

Елювіальний — створений дією процесів вивітрювання.

Флювіальний — в утворенні провідну роль відіграє дія текучої води. її ерозійноакумулятивна діяльність різна для тимчасових і постійних потоків (річок).

Гляціальний — наслідок дії на земну поверхню давніх і сучасних гірсько-долинних та покривних зледенінь.

Кріогенний (мерзлотний) — характерний для районів поширення багаторічних мерзлих порід, створених численними мерзлотними процесами.

Аридний — поширений у тропічних пустелях, де переважають процеси температурного вивітрювання та еолові процеси.

Рельєф схилів — у його формуванні провідну роль відіграють процеси, що відбуваються на поверхнях схилів, де домінуючим чинником є сила гравітації (гравітаційні, соліфлюкція, зсувні, делювіальні та ін.).

Карстово-суфозійний — утворений процесами хімічного вилуговування гірських порід або процесами механічного винесення дрібно-уламкових гірських порід підземними водами.

Рельєф морських, озерних узбереж та шельфу — сформований переважно береговими процесами.

Біогенний — результат переважно процесів природного заростання озерних водойм або формування рифових споруд на морському мілководді.

Антропогенний — наслідок активної господарської діяльності людини на земній поверхні. Іноді ототожнюється з техногенним рельєфо

Морфологія рельєфу має велике значення для встановлення однотипності певної території і розроблення класифікацій, вирішення інженерних завдань під час проведення сільськогосподарських, військових гідротехнічних та інших господарських заходів. Морфографію і морфометрію рельєфу вивчають, використовуючи прямі (польові) геоморфологічні та дистанційні методи (за картографічними, аерофото-та космічними й радіолокаційними даними тощо).

Під час морфографічного вивчення рельєфу проводиться лише опис його зовнішніх обрисів форм на плані (ізометричні, витягнуті, округлі, овальні, лопатеві тощо), поздовжні та поперечні профілі певних форм та їх елементів (опукла, ввігнута, ступінчаста, пряма), особливості переходу одних форм в інші (поступовий, різкий) тощо.

Морфометричне вивчення рельєфу передбачає дослідження переважно розмірів нерівностей земної поверхні: абсолютних і відносних висот, щільності та глибини розчленування земної поверхні, крутості схилів, звивистості річкових русел і берегових ліній, падіння поздовжніх профілів тощо. За даними таких досліджень створюють спеціальні морфометричні карти, які мають велике значення для наукових і практичних висновків, проектування інженерних споруд, проведення сільськогосподарських і меліоративних робіт та гідротехнічного будівництва, використання у військовій справі тощо.

Зазвичай морфографічна й морфометрична характеристики рельєфу земної поверхні закінчуються складанням так званих морфометричних карт. Такі карти у стислому графічному вигляді містять інформацію про різні способи кількісного оцінювання особливостей зовнішнього вигляду земної поверхні. Залежно від здібностей дослідника складають найрізноманітніші морфометричні карти рельєфу, що відображують суб'єктивне трактування результатів дослідження, проте загальноприйнятими є такі.

Карта щільності горизонтального розчленування. Найпростіший спосіб будови такої карти — визначення довжини ерозійної мережі (Ь), що припадає на одиницю площі (8).

Карта глибини розчленування у графічній формі відображає різницю між найвищою і найнижчою точками поверхні в межах певних контурів, що дає змогу уявити розподіл площ із різними відносними перевищеннями.

Карта спільного показника розчленування рельєфу. Складання такої карти здійснюється способом підрахунку за умовними квадратами суми довжин горизонталей топографічної карти. У подальшому через центр квадратів, що мають однакову суму довжин горизонталей, проводять відповідні ізолінії.

Карта крутості земної поверхні. Показниками крутості земної поверхні можуть бути кут нахилу чи умовна величина — ухил (і), що дорівнює 1§ а. Визначені показники ухилів земної поверхні об'єднують у групи, значення яких залежить від мети дослідження.

Морфометричні показники дають змогу розрізнити такі категорії рельєфу:

за щільністю горизонтального розчленування (віддаленість ліній вододілів від тальвегів ерозійних форм): 1000 м — слабко-розчленований рельєф; 500−1000 м — середньорозчленований рельєф; 100−500 м — значнорозчленований рельєф; 50−100 м — сильнорозчленований рельєф; < 50 м — дуже сильнорозчленований рельєф;

за глибиною вертикального розчленування і для плоских рівнин: < 2,5 м — нерозчленований або слабкорозчленований; 2−5 м — середньорозчленований; 5−10 м — значнорозчленований.

Для горбистих рівнин: 10 — 25 м — дрібнорозчленований; 25 — 50 м — середньорозчленований; 50 -100 м — глибокорозчленований.

Для гірських територій: 100 — 250 м — дрібнорозчленований; 250 — 500 м — середньорозчленований; 500 — 1000 м — глибокорозчленований; > 1000 м — дуже глибокорозчленований.

Зазначені морфометричні категорії рельєфу не є абсолютними, особливо якщо враховувати лише будь-який один показник. Зокрема, трапляються нахилені рівнини, середній кут нахилу поверхні яких не перевищує 5°, проте вони не розчленовані й тому їх не можна назвати горбистими рівнинами.

Різноманітність морфографічних і морфометричних класифікацій спонукає до пошуків причини їхніх відмінностей, що можуть полягати в неоднорідності геологічної будови досліджуваної території, характері та інтенсивності новітніх тектонічних рухів чи сучасних екзогенних процесів формування рельєфу. Характеристика рельєфу лише за зазначеними морфографічними або морфометричними показниками є недостатньою. За цими показниками в одній категорії форм рельєфу можуть бути форми, що маютпоходження, а це ускладнює наукове чи прикладне оцінювання рельєфу.

Літосфера, земна кора. Геологічні процеси, що діють у літосфері

Літосфера-верхня «тверда «оболонка Землі, до складу якої входять земна кора і верхня мантія Землі. Потужність літосфери від 50 до 200 км. Потужність верхньої її частини-земної коридосягає 30−70 км під континентами і 5−20 км під океанами. Під ними на материках лежить гранітний горизонт (породи, що його складають за своїми фізичними властивостями подібні до граніту), а ще глибшебільш твердий базальтовий горизонт, фізичні властивості якого нагадують базальт. Разом вони складають материкову земну кору.

Під океанами немає гранітного горизонту, або він дуже тонкий-це океанічна кора. Для визначення хімічного складу кори доступні її верхні частини-до глибини найбільше 15−20 км. Вміст хімічних елементів в земній корі (за, А Є Ферсманом) такий, що на 8 елементів по вазі припадає 97,24% від всього складу земної кори (кисень-49,13%, кремній-26%, алюміній-7,45%, залізо-4,2%, кальцій-3,25%, калій-2,35%, магній-2,35%, натрій-2,24%). На інші елементи таблиці Мєнделєєва припадає від десятих до надзвичайно малих долей процента Рухи земної кори, зумовлені глибинними процесами, викликають порушення земної кори — тектонічні дислокації. Тектонічні дислокації бувають двох видів: складчасті і розривні. До складчастих дислокацій належать антикліналі, синкліналі, монокліналі та флексури. Розривними дислокаціями є тектонічні розриви, які відбуваються зі зміщенням блоків гірських порід. Глибокі розриви, що сягають мантії землі називають глибинними розломами. Блоки гірських порід, що опускаються між двома розломами, іменують грабенами, а блоки, що піднімаються-горстами. Великі грабени та системи грабенів, що простягаються на сотні і тисячі кілометрів, а у глибину-на кілька кілометрів називають рифтами та рифтовими системами. До них належить западина озера Байкал.

Серед тектонічних рухів розрізняють горизонтальні та вертикальні. За гіпотезою німецького геофізика Вегенера, на початку палеозойської ери на Землі існував єдиний велетенський материк Пангея, який потім розтріскався і розповзся по всій земній кулі, утворивши сучасні материки: Північну Америку, Південну Америку, Європу, Азію, Африку, Австралію та Антарктиду. Такі рухи континентальних плит є горизонтальними. За те в геосинклінальних зонах при горотворенні переважають вертикальні рухи, які відзначаються великою амплітудою і порівняно великою (в геологічному розумінні) швидкістю.

Материкові плити можуть зазнавати також коливальних вертикальних рухів значно меншої амплітуди, які називаються епейрогенічними. При цьому вони частково або повністю занурюються під рівень мілкого епіконтинентального моря і вкриваються осадовими морськими відкладами, а потім знову стають суходолами. Один край платформи може опускатися, а інший підніматися. Сучасне опускання узбережжя Голландії має швидкість 0,5−0,7 см/рік.

Від повільних рухів земної кори відрізняються раптові стрибкоподібні зміщення поверхні Землі, що звуться землетрусами. Тектонічні землетруси — це пружні хвильові коливання, що виникли в глибинах земної кори або навіть в мантії і викликають масштабні розривні та складчасті деформації земної кори протягом дуже короткого часу. Багато тектонічних землетрусів призводять до катастрофічних наслідків, величезних руйнувань і загибелі величезної кількості людей. Меншими за масштабами є вулканічні землетруси, що передують виверженню вулканів і викликаються підйомом магми до кратера вулкана.

Отже, у горішніх геосферах Землі-літосфері, гідросфері та атмосфері відбувається безперервний геологічний кругообіг речовин, викликаний внутрішніми (ендогенними) та зовнішніми (екзогенними) геологічними процесами. Внаслідок глибинних ендогенних процесів тектонічні рухи піднімають, опускають і зминають у складки цілі блоки земної кори, формуючи рельєф земної поверхні. Поверхневі екзогенні процеси-геологічна діяльність вітру, текучих вод та льодовиків, а також викликані гравітаційними силами зсуви, обвали та осипи намагаються знівелювати, вирівняти цей рельєф. Виступи рельєфу поступово руйнуються, заглибини заповнюються новоутвореними осадовими відкладами. Крім того, розломами з глибин Землі піднімається розплавлена магма, яка застигає на поверхні або біля поверхні Землі у вигляді магматичних порід. Ці породи, що є нестійкими у поверхневих умовах, вивітрюються, всупають у хімічні реакції з водою, киснем, вуглекислим газом гідросфери та атмосфери, перетворюються на нові осадові породи, що перевідкладаються на поверхні Землі екзогенними процесами.

На теплові процеси літосфери впливає тепло, що надходить від Сонця, але тільки до глибини 20−30 м, а більшою мірою — процеси радіоактивного розпаду, що відбуваються в надрах Землі. Добові коливання температури повітря відчутні до глибини 1−2 м, а річні - значно глибше. Так, у помірних широтах і в районах з континентальним кліматом вони сягають глибини 20−30 м, де залягає шар постійної температури — ізотермічний горизонт.

Отже, ізотермічний горизонт — це шар постійної температури земної кори, яка не залежить від пори року і часу доби. Температура ізотермічного горизонту в середньому дорівнює середньорічній температурі даної місцевості.

Нижче ізотермічного горизонту температура поступово підвищується.

Геотермічний градієнт — це величина, на яку зростає температура земної кори з опусканням на кожні 100 м. У середньому геотермічний градієнт земної кори становить З °С на кожні 100 м глибини.

Геотермічний ступінь — це величина, яка вказує, на яку кількість метрів потрібно опуститися, щоб температура зросла на 1 °C. У середньому геотермічний ступінь становить 33 м/°С.

З глибини приблизно 20 км зростання температури сповільнюється, і всередині Землі вона досягає 4000−5000°С.

1. Якою приблизно буде температура на дні шахти глибиною 845 м, якщо середньорічна температура у цій місцевості 8,4°С, геотермічний градієнт — 30 °C на кожен кілометр, а ізотермічний горизонт міститься на глибині 20 м?

Розв’язання: 1) Оскільки ізотермічний горизонт міститься на глибині 20 м, то збільшення температури відбуватиметься на протяз 825 м:

• 845 м — 20 м = 825 м;
• 2) Визначаємо, на скільки зміниться температура, якщо опуститися на глибину 825м:
• 825м: 1000 м х 30 °C = 24,75°С;
• 3) Визначаємо температуру на дні шахти, знаючи, що середньорічна температура (температура ізотермічного горизонту) становить 8,4°С: 8,4°С + 24,75°С = 33,15°С.

Відповідь: температура на дні шахти глибиною 845 м буде становити приблизно 33 °C.

2. В Італії на Флегрейських полях (область Тоскана) геотермічний ступінь гірських порід 0,7 м/°С. Середня річна температура 14 °C. Визначте, на якій глибині температура становитиме 100 °C, якщо ізотермічний горизонт міститься на глибині 10 м.

Розв’язання: Дано:

Гт. ст. (геотермічний ступінь) — 0,7м/°С; а середнійЗЗм/°С;

Середня річна температура — 14 °C;

Із.г. (ізотермічний горизонт) -10 м.

Визначити: глибину, де температура становитиме 100 °C.

• 1) 100°С- 14 °C = 86 °C;
• 2) 0,7 м/°С х 86 °C = 60,2 м;
• 3)60,2м+ 10 м = 70,2 м.

Відповідь: температура 100 °C буде приблизно на глибині 70 м.

Відносна висота — це перевищення однієї точки рельєфу над іншою, що відлічується* по прямовисній лінії та визначаєтеся за формулою: h = h1 — h2, де h — відносна висота, h1, h2 — абсолютна висота 1 і 2 пунктів. Можна запропонувати задачі на визначення абсолютної і від Обчисліть відносну висоту між найвищою та найнижчою точками земної кулі. Розв’язання: Найвищою точкою земної кулі є гора Джомолунгма, висота якої 8848 м, а найнижчою — Маріанський жолоб — 11 022 м. Тому відносна висота буде становити 19 870 м 8848 м — (- 11 022 м) = 19 870 м. Відповідь: відносна висота між найвищою та найнижчою пунктами земної кулі становить 19 870 м.