Конспект лекций Геоморфология и геология.doc со... Конспект лекций для студентов специальности 156 02 01 Геодезия В. И. Михайлов Минск 2011 содержание
 Скачать 26.51 Mb.
|
|
1.2. Земля и ее геосферы Диаметр Земли 12756 км; плотность 5510 кг/м3, период вращения 23ч.56м.04 сек; период обращения вокруг Солнца 365.26 суток, площадь поверхности 510 млн. км2. Форма Земли зависит от совместного действия сил гравитации и центробежных сил. Равнодействующая этих сил называется силой тяжести. П а) б) ринято считать, что Земля имеет две поверхности: физическую созданную твердой оболочкой Земли и уровенную Мирового океана. Из 510 млн. км2 общей площади Земли 71% занимает океан. Поверхность воды в нем под действием силы тяжести образует уровенную поверхность, перпендикулярную в каждой точке направлению силы тяжести (отвесной линии). Если уровенную поверхность мысленно продолжить под материками, образуется фигура, называемая геоидом (рис.1а). Из-за неравномерного распределения масс с различной плотностью внутри Земли геоид имеет сложную форму. Поэтому за математическую фигуру для Земли принимают эллипсоид вращения или Земной эллипсоид (рис.4.б), наиболее приближенный к геоиду. Он характеризуется величинами большой  и малой  полуосей, а также полярным сжатием  . В Республике Беларусь с 1946 г. используется эллипсоид Красовского Ф.Н.. Его размеры:    . а) б) Рис.4. Земной эллипсоид (а) и геоид (б) Температура Земли на поверхности зависит от тепла, получаемого от Солнца, обеспечивающего температурный режим ее поверхности на 99.5%, только 0.5% приходится на энергетический фактор радиоактивности Земли и повышения температуры ее недр. Неглубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже распределение температур сложное, неравномерное и для каждого района различное. Мерой повышения температуры с глубиной является геотермическая ступень – расстояние по вертикали, при погружении на которую температура увеличивается на 1°С. Выделяют несколько источников тепловой энергии Земли. Это радиационное тепло, химико-плотностная дифференциация вещества геосфер Земли и приливное течение. Гравитационное поле Земли выражается в распределении силы тяжести в Земле и на ее поверхности. На распределение силы тяжести влияют форма земной поверхности, состав горных пород, залегающих в недрах Земли, высота точки наблюдения над уровнем моря. На каждый метр высоты сила тяжести уменьшается на 0,308 миллигала (0,308см/с2). В направлении от поверхности в глубь Земли сила тяжести возрастает в среднем на один миллигал на каждые 12 метров. Она достигает максимума на глубине 2900м (на границе Гутенберга), резко уменьшается и в центре Земли равна нулю. Сила тяжести зависит от плотности пород, которая изменяется, как на поверхности Земли, так и в глубину. Это обстоятельство позволяет строить карты равного значения силы тяжести для различных участков земной поверхности. Такие карты называются гравиметрическими. Они используются при поисках редких полезных ископаемых и в научных целях. Электрическое поле Земли представлено отрицательным зарядом в верхних слоях Земли, положительным – в верхних слоях атмосферы. Нижний слой атмосферы выступает как изолятор. Напряженность электрического поля не постоянна и изменяется в течение суток, времен года, активности Солнца, атмосферных явлений и изменения магнитного поля Земли. Источник происхождения электрического поля Земли – вращение ее оболочек и конвекционное перемещение внутреннего вещества Земли. При этом механическая энергия перемешивающегося вещества системы накапливает возникающие токи и связанный с ними магнетизм. Земля представляет собой магнит, полюса которого не совпадают с географическими полюсами земного шара. Так северный магнитный полюс расположен на полуострове Беотия (Северная Канада), а южный – на северо-восточной оконечности Земли Виктории, на материке Антарктида. Положение магнитных полюсов меняется с течением времени в связи с вековыми изменениями магнитного поля Земли. Важной характеристикой магнитного поля Земли является его напряженность. Единицей измерения которой является эрстед. Все элементы земного магнетизма для данной точки Земли испытывают периодические изменения: суточные, годовые, вековые. Сеть линий магнитного поля Земли подвержена изменениям в более короткие периоды. Это – магнитные бури. Их возникновение связывают обычно с солнечной активностью. Отмечается, что годичный максимум имеет место в равноденствие, минимум в июле. Замечена также связь магнитных бурь с землетрясениями. Особого внимания геологов заслуживает изменение напряжения магнитного поля на отдельных участках выражающееся в нарушении правильности расположения изолиний на карте. Это магнитные аномалии. Положительные аномалии указывают на залежи в глубине Земли руд (обычно магнитных руд железа). Магнитное поле Земли и окружающего пространства в жизни планеты имеет важное значение. Оно предохраняет Землю от магнитных солнечных бурь. Пространство, в котором проявляется напряженность магнитного поля, называется магнитосферой. Со стороны обращенной к Солнцу, магнитосфера сжата магнитным полем и магнитным давлением солнечного ветра. Под действием солнечного ветра магнитосфера приобретает резко асимметричную форму. Магнитосфера вместе с радиационными поясами служат щитом от уничтожающего действия корпускулярного излучения Солнца и межпланетного магнитного поля. Самая глубокая скважина на Земле, пробуренная на Кольском полуострове недалеко от Мурманска, достигла всего лишь 12200 м (это всего лишь поверхностный слой). Сейсмический метод находится в ряду других геофизических методов, но для познания глубин Земли он один из самых важных. Земная кора ограничивается снизу четкой поверхностью скачка скоростей волн – Р (продольных) и S – поперечных. Это поверхность Мохоровичича (Мохо) находится на глубине 1000 м. Вторая глобальная сейсмическая граница находится на глубине 2900 км. Это граница Б. Гутенберга, которая отделяет мантию Земли от ядра. Астеносфера – это слой, который отличается от выше – и нижележащих слоев верхней мантии. Его особенность – возможное плавление вещества в пределах 1-2%, что обеспечивает понижение вязкости и увеличение электропроводимости. Его мощность и глубина сильно изменяются. В современных геотектонических представлениях этому слою отводится роль своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры (рис.5). Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой называется литосфера. Она холодная, жесткая и может выдерживать большие нагрузки. Литосфера составляет около 0,8 массы Земли. Литосферу и астеносферу объединяют в тектоносферу, как область проявления тектонических и магматических процессов (рис.5).  I – литосфера, II – верхняя мантия, III – нижняя мантия (пунктиром показаны уровни второстепен- ных разделов), IV – внешнее ядро, V – внутреннее ядро. 1 – земная кора; 2 – астеносфера; переходные слои: 3 и 4. Цифры слева – доля геосфер в процентах от объема Земли, буквы слева – геосферы по К. Буллену Рис.5. Внутреннее строение Земли Средняя плотность горных пород на поверхности равна 2700-2800 кг/м3. Плотность возрастает с глубиной. Верхи мантии под границей Мохо характеризуются плотностью 3300-3400 кг/м3. В нижней мантии от 5500 кг/м3 до 10000-11500 кг/м3 в низах мантии (совпадает с границей Гутенберга). Величина плотности во внутреннем ядре до 14000 кг/м3. 33 массы и 17 объема Земли занимает ядро. В строении поверхности Земли участвует гидросфера. Основную часть ее 93,8% составляют воды Мирового океана. Заметную роль в составе гидросферы (4,5%) играют подземные воды, общая масса ледника (1,5%) и небольшую (0,2%) составляет пресные воды рек и озер на континентах. Вода занимает почти 71% площади Земного шара. Атмосфера – воздушная оболочка Земли. Нижний ее слой-тропосфера- имеет мощность от 8 км (на полюсах) до 20 км (на экваторе). В тропосфере содержится от 50 до 70% массы всей атмосферы и 90% массы всего воздуха. К верхней границе тропосферы температура постепенно уменьшается на 6,0-6,5° на каждые 1000 м и достигает – 57°С. Вторая оболочка атмосферы – стратосфера находится на высоте 85 км, где температура достигает – 90°С. В нижней ее части в интервале 20-40 км выделяется слой с повышенным содержанием озона. Он поглощает большую часть ультрафиолетовых лучей и повышает температуру до 25°С. Пограничный слой между материковыми поднятиями и гидросферой с одной стороны, и атмосферой с другой стороны, занимает биосфера. Этот слой включает в себя все живое население планеты (животный и растительный мир). Влияние биосферы неоспоримо. Организмы биосферы видоизменяют химический состав атмосферы за счет поставки в него минеральных веществ из земной коры и гидросферы, выступают как экзогенный геологический агент, загрязняют планету. Химический и минералогический состав геосфер Земли определен только в пределах земной коры. Различают два типа земной коры: континентальную и океаническую. Континентальная состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Океаническая – осадочного, базальтового и габбросерпентинитового слоев. Верхний слой континентальной коры состоит из гранитов и метаморфических пород, обнажающихся на кристаллических щитах древних платформ. Среди осадочных пород преобладают песчаные и глинистые сланцы (до 80%), среди метаморфических – гнейсы и кристаллические сланцы. В океанической коре преобладают базальты (до 98%). Самыми распространенными минералами земной коры являются полевые шпаты, кварц, слюда, глинистые минералы. Состав верхней и нижней мантии может быть определен только предположительно. Верхняя мантия ниже границы Мохо сложена ультраосновными породами, обогащенными Fe и Mg. Много эклогитов, образуемых при высоких давлениях. Основными минералами вещества верхней мантии являются оливин и пироксены. Химический состав при этом не меняется. 1.3. Минералы и горные породы Минералы. Слово минерал происходит от латинского минера, что означает кусок руды. Все вещество земной коры и мантии Земли состоит из минералов. Все горные породы также состоят из минералов или продуктов их разрушения. Минералы - твердые продукты, образовавшиеся в результате природных физико-химических реакций, происходящих в литосфере, обладающие определенным химическим составом, кристаллической структурой, что определяет их определенные физические свойства. Количество минералов в составе земной коры превышает 2500 видов. Наиболее известные физические их свойства: твердость, блеск, цвет, излом, спайность, цвет черты и т.п. Твердость – способность сопротивляться механическому воздействию. Определяется царапаньем минералом-эталоном минерала, твердость которого определяется. Относительная шкала твердости состоит из 10 минералов – эталонов: тальк (1), гипс (2), кальций (3), флюорит (4), апатит (5), полевой шпат (6), кварц (7), топаз (8), корунд (9), алмаз (10). Блеск – способность отражать цвет. Делятся на минералы с металлическим блеском и с неметаллическим блеском. 70% минералов обладают неметаллическим блеском: алмазный (киноварь), стеклянный (кварц и большинство минералов), жирный (сера), шелковистый (асбест), перламутровый (тальк). Цвет – способность поглощать ту или иную часть спектра. Излом – поверхность раскола, прошедшая в минерале не по спайности. Спайность – способность минералов при ударе раскалываться по определенным направлениям. Плотность. По плотности минералы подразделяются на 4 группы: легкие – 2,5; средние – 2,5 до 4,0; тяжелые – от 4,0 до 8,0 и очень тяжелые – более 8,0 г/см3. Горючесть, запах, вкус, шероховатость, жирность, оптические свойства минералов также являются достаточно важными диагностическими признаками при определении минералов. Определяя природу образования минералов, можно раскрыть генезис горных пород. Минералообразование может происходить в результате эндогенных, экзогенных или метаморфических процессов. В настоящее время насчитывается около 3-х тысяч естественных минералов, которые могут классифицироваться по различным признакам. Наиболее распространенная классификация по химическому составу. Главнейшие классы минералов по этому признаку: силикаты (около 800 минералов), сульфиды и сульфаты (около 200 минералов), галогены (около 100 минералов), самородные минералы (около 90) и другие. Минералы, наиболее часто участвующие в образовании горных пород называются породообразующими (около 100). Природные минеральные агрегаты, слагающие самостоятельные геологические тела, образующие земную кору, называются горными породами. Горные породы по своему происхождению (генезису) делятся на 3 класса: магматические, осадочные и метаморфические. Магматические образуются в процессе застывания расплавов (магмы), находящихся в недрах земной коры под большим давлением. Осадочные породы образуются в результате разрушения на поверхности Земли ранее существовавших пород и последующего отложения и накопления этого разрушения. Метаморфические породы – результат метаморфизма, т.е. преобра-зования ранее существовавших магматических и осадочных горных пород под влиянием резкого изменения температуры, давления и т.п. По составу горные породы бывают мономинеральными, состоящими из одного минерала и полиминеральными, состоящих из нескольких минералов. Магматические горные породы характеризуются определенной структурой и текстурой. Под структурой понимают строение породы, обусловленной формой и размерами слагаемых ее минералов. Структура характеризует условия образования горных пород. Наиболее распространенные виды структур: кристаллическая, стекловатая и порфировая. Под текстурой понимают порядок расположения составных частей породы и ее плотность. Различают массивную, сланцевую, миндалевидную, флюидальную и другие текстуры магматических горных пород. По условиям образования магматические породы делятся на интрузивные и эффузивные. Осадочные породы, занимающие по площади три четверти суши, образовались в основном, в результате выветривания магматических и метаморфических пород и по своему происхождению делятся на обломочные (терригенные), химические, органические и глинистые. Для осадочных пород характерна слоистость. Текстура пород может быть как плотной, так и рыхлой. Породам свойственна трещиноватость. Выделяют структуры: кристаллическую, зернистую и органогенную. Метаморфические породы образуются из пород всех классов при их изменении, вызванным высокой температурой и давлением. Для метаморфических пород различают следующие структуры: обломочная (катакластическая), кристаллобластовая, порфиробластовая, гранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая. Характерными текстурами для метаморфических пород являются: полосчатая и сланцевая, плойчатая, пятнистая (очковая) и массивная. Вопросы для самопроверки
2. Геодинамические эндогенные процессы и их влияние на рельеф. 2.1. Тектонические движения Процессы внутренней динамики Земли носят название эндогенных процессов. Они возникают в результате высвобождения энергии химико-плотностной дифференциации вещества, энергии вращения Земли, а также силы сжатия и растяжения в земной коре. Эти виды энергий и силы, располагающиеся в недрах Земли, получили название тектонических. Они формируют облик планеты, вызывают различные изменения в условиях залегания горных пород, формируя различные формы и типы рельефа земной поверхности, образуют складки и разрывы в породах, приводят к перемещению больших участков земной коры по разрывам. Различают три типа тектонических движений: колебательные (эпейрогенические), складчатые (орогенические) и разрывные. Колебательные движения отражаются в наступлении (трансгрессии) и отступлении (регрессии) моря. Признаки поднятия Земной поверхности:
Признаки опускания Земной поверхности.
Выделяются следующие виды тектонических движений: поверхностные, глубинные, сверхглубинные и планетарные. Поверхностные движения проявляются в осадочном чехле литосферы. Они приводят к деформации пластов, к смятию осадочных образований в складки гравитационного скольжения, оползневые процессы. Разновидностью поверхностных движений можно считать и техногенные процессы, приводящие к деформации земной поверхности. Глубинные движения проявляются в пределах астеносферы и литосферы. Их возникновение обуславливается изостазией, фазовыми переходами вещества, изменениями в астеносферном слое верхней мантии. На глубинные движения определенное влияние оказывают и внешние ротационные силы. В результате проявления глубинных вертикальных движений происходит дифференциация континентов и океанов, платформ и геосинклиналей на положительные и отрицательные структурные элементы различных порядков. Горизонтальные глубинные движения могут отмечаться по границам различных слоев литосферы и приводить к образованию взбросов, надвигов, сдвигов и пластичных складчатых форм. Сверхглубинные движения возникают у нижней границы мантии с внешней оболочкой ядра. Причинами их возникновения можно считать процессы дифференциации мантии с выделением железосодержащих соединений. Движение мантийного вещества приводит к проявлению на поверхности Земли сверхглубинных тектонических движений, которые проявляются преимущественно как горизонтальные. Зарождение планетарных тектонических движений по-видимому, происходит в земном ядре как результат изменения его объема, и сами движения охватывают всю планету в целом. 2.1.1. Тектоника литосферных плит – современная геологическая теория Основная идея этой новой теории базировалась на признании разделения литосферы, т.е. верхней оболочки Земли, включающей земную кору и верхнюю мантию до астеносферы, на семь самостоятельных крупных плит (рис.6).  6. Эти плиты в своих центральных частях лишены сейсмичности, они тектонически стабильны, а вот по краям плит сейсмичность очень высокая, там постоянно происходят землетрясения. Следовательно, краевые зоны плит испытывают большие напряжения, т.е. перемещаются относительно друг друга. В одних случаях это растяжение (расхождение) вдоль оси срединно-океанических хребтов, где развиты глубокие ущелья (рифты). Подобные границы называются дивергентными (рис.7).  7. На других границах плит в очагах землетрясений наоборот происходит тектоническое сжатие, т.е. литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью 10-12 см/год. Такие границы называются конвергентными. Их протяженность 60 тыс. км. Существует еще один тип границ литосферных плит, где они смещаются относительно друг друга. Они называются трансформными, т.е. передают движение от одной зоны к другой. Причина перемещения литосферных плит – конвективный перенос вещества мантии на поверхность. При этом океаническое дно как бы наращивается. Такой процесс получил название спрединга. Скорость нарастания от 1мм до 18см/год (установлено геодезическими методами). Когда был установлен процесс спрединга, то были открыты и конвергентные зоны и названы они субдукцией. Располагаются они по краям Тихого океана и на востоке Индийского. Тяжелая и легкая океаническая литосфера, подходя к более толстой и легкой континентальной, уходит под нее. Если в контакт входят две океанические плиты, то погружается более древняя. При этом возникают трения, переходящие в землетрясения. При столкновении, 2-х континентальных плит образуется горно-складчатый пояс. Так возникли Гималайские горы, когда 50млн. лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Так сформировался Альпийский горно- складчатый пояс при коллизии Африкано-Аравийской и Евразийской континентальных плит. Под действием тектонических сил первоначально горизонтально залегающие слои сжимаются в складки. Процесс складкообразования приводит к возникновению горных систем, характеризующихся горным и структурным типами рельефа. Положение пласта породы или свиты пластов (группы пластов одного геологического возраста в пространстве) определяется элементами залегания пласта (ЭЗП)). К этим элементам относятся простирание, азимут простирания и угол паления пласта. Линией простирания называется след пересечения горизонтальной плоскости с плоскостью кровли или подошвы пласта. Линия, перпендикулярная линии простирания, лежащая в плоскости пласта, называется линией падения пласта и указывает направление максимального угла наклона. Азимут простирания – это горизонтальный угол между линией простирания и магнитным меридианом. Угол падения – это максимальный угол наклона пласта к горизонтальной поверхности. Элементы залегания пласта определяются с помощью геологического компаса. Под действием тектонических сил первоначально горизонтально залегающие осадочные образования деформируются (дислоцируются) т.е. изменяют свое первоначальное положение. Изменения могут происходить без разрыва сплошности образований (пласта, слоя) и с разрывом. Первые из них носят название пликативных нарушений (дислокация), вторые – дизъюнктивных. Основными типами пликативных нарушений являются: синклинальная, антиклинальная, моноклинальная, флексурная и сундучная складки (рис.8). Синклинальная складка Антиклинальная складка  Моноклинальная складка Флексурная складка Сундучная складка Рис.8. Основные типы пликативных нарушений (складок) Элементы складок: 1). Свод (замок) антиклинальных складок, мульда – у синклинальных – место перегиба слоев. 2). Крылья – сходящиеся в своде или мульде боковые участки изогнутого слоя, определяющие границы распространения складки. 3). Основная плоскость (поверхность) – воображаемая плоскость, делящая угол между крыльями. 4). Ось складки – след пересечения дневной поверхности с осевой плоскостью. 5). Шарнир – след пересечения осевой плоскости с любым из слоев складки. 6). Ядро – внутренняя часть складки, прилегающая к осевой плоскости. К Сброс Взброс основным дизъюнктивным типам нарушений относятся: сбросы, взбросы, надвиги, горсты и грабены (рис. 9).  Надвиг Грабен Горст Рис.9. Основные типы дизъюнктивных нарушений Эти типы нарушений образуются, когда внешние силы превосходят предел прочности и в них образуются разломы и трещины со смещением разорванных частей (крыльев) пластов по трещине (сместителю). 2.1.2 Новейшие тектонические движения земной коры и их влияние на рельеф В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит – новейшим тектоническим движениям. Это движения, имели место в неоген-четвертичное время. Так, областям слабых вертикальных положительных движений в рельефе соответствуют равнины (Восточно-Европейская), плато, плоскогорье. Областям интенсивных тектонических погружений соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-четвертичного возраста (Прикаспийская низменность). Областям интенсивных положительных тектонических движений соответствуют горы: т.е. их рельефообразующая роль проявилась в деформации топографической поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Они контролируют расположение на поверхности Земли областей сноса и аккумуляции с преобладанием денудационного аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуды и контрастность новейших движений влияют на интенсивность проявления экзогенных процессов, а также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами (прямое, обращенное) характерно для мелких структур. Крупные структуры находят прямое выражение в рельефе. Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектоническим структурам, называются морфоструктурами. Данными, которыми располагают геологи свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера: колебательные, складкообразовательные, разрывообразовательные. Примеры: С. Америка, Фенноскандия испытывают поднятие до 10 мм в год. Альпы за неоген-четвертичное время поднялись на 4км, Памир на 5км, Куро-Араксинская низменность испытывает погружение. Геоморфологические признаки проявления неотектонических движений: образование морских и речных террас и их деформации; пропиливание рекой возникшего на ее пути тектонического поднятия. Косвенные признаки: участки тектонического поднятия характеризуются увеличением густоты и глубины эрозионного расчленения. Здесь долины уже, склоны круче, резкие изменения направления течения в плане. Кроме новейших тектонических движений, различают современные движения, под которыми понимают движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас. Об их существовании свидетельствуют многие историко-археологические данные, а также данные повторных нивелировок. Отмечено в ряде случаев большие скорости этих движений, которые диктуют необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений – каналов, нефте- и газопроводов и др. 2.2. Магматизм и рельефообразование Совокупность всех геологических процессов, движущей силой которых является магма, называется магматизмом. Магма – это сложный по составу силикатный расплав литосферы с температурой 1000-1300°С. Различают первичную и вторичную магмы. Первичная образуется в месте своего зарождения и имеет однородный состав. Однако, поднимаясь вверх, она переплавляет встречаемые породы, превращается во вторичную, образуя разнородную по составу магму. В зависимости от характера и конечного результата движения магмы из очагов к поверхности Земли различают глубинный (интрузивный магматизм) и излившийся (эффузивный), т.е. вулканизм. При движении расплавленной магмы вверх она внедряется в окружающие породы и медленно теряет температуру, что приводит к кристаллизации расплава и образованию магматических интрузивных горных пород. По отношению к слоям земной коры они могут занимать согласное и несогласное положение (залегание). К согласно залегающим интрузивным телам относят: лакколиты, лополиты, пластовые интрузии бисмалиты (силлы) и ораколиты; к несогласно залегающим – батолиты, штоки, дайки (рис.10).  Лакколиты характеризуются значительным увеличением мощности в центральной части интрузивного тела и имеют караваеобразную форму. Подошва и кровля лакколита согласованы со сложностью вмещающих пород. Лополиты представлены громадными интрузивными массами, имеющими вогнутую блюдцеобразную форму, обусловленную оседанием и прогибанием подстилающих пород. Пластовые интрузии (силлы) представлены пластообразными телами, залегающими согласно с перекрывающими их осадочными или вулканогенными породами. Факолиты – располагаются в сводах складок согласно с пластами осадочных пород. Как следствие складчатости, форма ораколита похожа на изогнутую чечевицу. Бисмалит – грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием. Батолиты – крупные глубинные тела внедрения магмы, достигающие площади распространения свыше 200 км2. Штоки – крупные глубинные тела внедрения магмы с площадью распространения до 200 км2. Дайки – крутопадающие жилообразные тела с параллельными стенками. Когда магма по трещинам в земной коре вырывается на поверхность, формируется вулкан, из которого выливается жидкая лава. Этот геологический процесс носит название эффузивного магматизма или вулканизма, и является одним из важнейших в истории развития не только земной коры, но также рельефа, образования атмосферы Земли. Условно образовавшиеся на поверхности Земли вулканы принято разделять на действующие и потухшие. Количество вулканов, извержение которых в историческое время установлены или очень вероятны, составляет более 500. Кроме того, отмечено более 200 вулканов с законченной деятельностью и очень хорошо сохранившемся виде. Предполагается, что они были действующими в течение последних нескольких десятков тысяч лет. Большинство ныне действующих вулканов находится в очень узких зонах, протягивающихся близ краев тектонических плит Земли. Подавляющее большинство крупных извержений происходит вдоль срединно-океанических хребтов, где плиты раздвигаются в разные стороны (вулканы трещинного типа). Вулканические районы имеются и во внутренних областях плит (Гавайи). Большинство наиболее активных вулканов (центрального типа) находятся в зонах субдукции, где края океанических плит погружаются под континентальные плиты и поглощаются затем мантией. При этом, как правило, вулканы располагаются на вышележащей плите, на расстоянии в нескольких десятков километров от ее края. Для этих вулканов весьма характерны тепловые, грязевые и лавовые потоки, кипящие лавины, мощные выбросы пепла. Если же сталкиваются две континентальные плиты (Гималаи), то вулканы обычно не образуются. Условно сам вулканический процесс длительностью от нескольких минут до столетий, можно разделить на три этапа: явления предшествующие извержению, само извержение и явления, завершающие извержения. По характеру извержения вулканы делятся на пять типов:
В окрестностях действующих вулканов, прослеживаются многочисленные выходы вулканических грязей, вод и газов, образуя сальзы, фумаролы, гейзеры, сульфотары, горячие и теплые источники. 2.3. Сейсмические явления Землетрясения характеризуются быстрыми колебаниями земной коры, возникающими на глубинах, которые вызывают различные по интенсивности упругие деформации. Они выражаются в волновых упругих колебаниях, возникающих как толчок, вызванный переходом кинетической энергии в потенциальную с возникновением устойчивых деформаций земной коры. Сейсмические волны, возникающие в очаге землетрясения (гипоцентре), относятся к трем типам. Первичные (продольные), имеющие наибольшую скорость распространения (в среднем 8 км/с), продольные волны (волны сжатия – растяжения горных пород) проходят через твердые и жидкие среды Земли. Вторичные – поперечные волны (волны сдвига) проходят только в твердой среде и имеют скорость почти в 2 раза меньше, чем продольные. За продольными и поперечными волнами, проходящими через тело Земли, следуют поверхностные волны, передаваемые по свободной (дневной) поверхности Земли горизонтальные и вертикальные колебания. По своей природе землетрясения бывают денудационные, вулканические и тектонические. Денудационные (обвальные) землетрясения возникают в местностях, сложенных известняками, гипсами и другими легкорастворимыми породами в которых образуются пещеры. При значительном разрастании последних их кровля обваливается под тяжестью вышележащих пород. Для этого вида землетрясений характерна малая глубина фокуса. Область распространения вулканических землетрясений обычно не превышает 30-40км, а изосейсы (линии равных сотрясений) опоясывают конус вулкана и по форме близки к окружности. Эпицентр (проекция гипоцентра на дневную поверхность Земли) находится вблизи от кратера, а гипоцентр – на небольшой глубине от поверхности. Отличительными чертами вулканических землетрясений являются: обязательная связь с деятельностью вулканов, центральный характер, сравнительно небольшая энергия толчков и малая область распространения. Более 95% всех известных землетрясений приходится на долю тектонических. Они связаны с движением участков земной коры, с резким смещением блоков горных пород по разрывам, т.е. с процессом горообразования. По глубине залегания гипоцентра различают: поверхностные (до 10 км), коровые (30-50 км) и глубинные или плутонические (100-700 км) тектонические землетрясения. Основными параметрами, характеризующими землетрясения, являются сила и интенсивность сейсмического эффекта, выражаемая в баллах, и магнитуды, оцениваемые выделяемой из очага энергии. При определении балльности землетрясений по шкале интенсивности учитывается совокупность многих признаков. Однако принятая шкала носит описательный характер, т.е. основана не на непосредственных измерениях колебаний грунта с помощью инструментов, а на наблюдениях воздействия землетрясений в зоне сильных колебаний и значительных землетрясений, т.е. плейстосейстовой области. Для сравнения землетрясений, используют шкалу (12 баллов), оценивающую величину землетрясения, зависящую от их начальной энергии – шкалы магнитуд. В целях количественной оценки меры полной энергии сейсмических волн, выделившихся при землетрясении используется шкала магнитуд по Рихтеру Ч. Ф. Магнитуда (М) определяется как логарифм отношения максимальных амплитуд данного землетрясения к амплитуде максимальных волн некоторого стандартного (референтного) землетрясения. Цунами. Сейсмогенные морские волны (цунами), представляют собой длиннопериодные колебания воды, которые возникают в результате резкого, сопровождающегося землетрясением смещения пород по подводному разрыву или подводному оползню. В открытом океане волны цунами по своей длине во много раз превосходят все другие виды волн, у которых расстояние между гребнями бывает более 100 м, тогда как расстояние для волн цунами достигает величины более 100 км. Скорость распространения волн определяется по формуле V= VgH (g-ускорение силы тяжести ,Н-глубина океана (моря). Так, при средней глубине океана в 4 км, скорость составит более 600 км/час. При подходе цунами к мелководью во много раз возрастает высота волны. С приближением цунами к берегу уровень моря вдоль побережья понижается, а затем приходят цунами. Промежуток времени между отдельными сериями волн могут длиться от нескольких минут до часа и больше Энергия цунами обычно составляет от 1 до 10% энергии вызывающих их землетрясений. Во время цунами высота волны у берега может достигать 30-40 м, а в 1971 году у о. Рюкю в Японии высота волны цунами достигла 85 м. Материальные потери, связанные с землетрясениями исчисляются в сотни миллионов долларов. Поэтому, предсказание места и время возникновения будущего землетрясения с указанием возможной силы его является важнейшей задачей. В настоящее время используют следующие методы прогноза: - геохимический, основанный на изменениях химического и компонентного состава подземных вод; - геофизический, основанный на изменениях электрических свойств горных пород, силы тяжести, скорости прохождения сейсмических и акустических волн; - геодинамический, основанный на изучении тектонических движений на геодинамических полигонах, путем построения плановых и высотных геодезических сетей и проведения специальных геодезических наблюдений. Положительные результаты прогноза могут быть получены при использовании данных всей суммы существующих методов. Краткая форма сейсмической шкалы показана в таблице 1. Таблица 1
Вопросы для самопроверки
3. Основные этапы развития Земли 3.1. Определение возраста горных пород. Фации 1. Важным моментом в познании истории Земли был тот, когда исследователи установили, что в напластовании горных пород заключены ископаемые остатки самых разнообразных животных и растений. Причем в нижних слоях, которые образовались раньше, чем те, которые перекрыли их, встречаются остатки более примитивных организмов. 2. Изучение состава осадочных горных пород и заключенных в них органических ископаемых остатков дало возможность уже в первой половине XIX века установить определенную последовательность в их напластованиях. Были выделены слои (периоды) и группы слоев с характерными для них остатками животных и растений. Даже если эти слои удалены друг от друга, территориально они похожи. Им дали наименования. По характерным горным породам были названы слои меловой и каменноугольный. Другие группы слоев получили свое название от местности, в которой их впервые обнаружили и изучили. Так появились отложения юрской, девонской, пермской, кембрийской и других систем. 3. Принятая сейчас и приведенная относительная геохронология (табл.2) была утверждена в 1884 году на Международном геологическом конгрессе в Болонье. 4. Было установлено, что каменная летопись Земли разделена на две неравные части. В молодой части, которая особенно широко распространена, заключены многочисленные остатки и следы всех известных на сегодняшний день животных и растений. Эта часть геохронологической шкалы получила название фанерозоя, как времени очевидной жизни. Фанерозой делится на три геологические эры: палеозойская (эра древней жизни), мезозойская (эра средней жизни), и кайнозойская (эра новой жизни). Таблица 2 Геохронологическая таблица
Другая, более древняя и продолжительная часть геологической истории называется криптозоем (докембрием) или временем скрытой жизни. Криптозой делится на две неравные части: архей и протерозой. Геохронологическая шкала отражает порядок чередования слоев, дает представление о том, какой из них моложе, какой древнее, но не отвечает на вопросы, как долго продолжался тот или иной период и насколько далеко он находится от нынешнего времени. Только открытие радиоактивности дало возможность узнать возраст Земли и возраст Солнечной системы. На основании радиоактивного распада урана, содержащегося в минералах и горных породах, и превращении его в свинец, были составлены шкалы абсолютного летоисчисления нашей планеты. Установлением возраста горных пород занимается раздел геологии – стратиграфия. При этом в основе определения относительного возраста горных пород лежит следующий стратиграфический принцип: последовательность залегания горных пород в вертикальном разрезе земной коры отвечает хронологической последовательности их образования. Стратиграфический метод используется при определении возраста пластов горных пород, не нарушенных разрывными дислокациями, сохранивших последовательность залегания и отсутствия оброкинутых складок. В противном случае прибегают к минерало-петрографическому (литологическому), ленточных глин, геофизическим и другим методам. |
овременная