Основы геологии. Учебное пособие. Плякин А.М.. Основы геологии
 Скачать 7.69 Mb.
|
|
1.3. Планета Земля, её происхождение и строение Прежде чем говорить о процессах, происходящих в недрах Земли, позна- комимся в общих чертах с нашей планетой, как космическим телом, её проис- хождением, составом и строением. Общие сведения о Земле. Земля является одной из многочисленных форм проявления материи, распространённой во Вселенной в разных видах: от оди- ночных элементарных частиц до огромных туманностей. Движение и взаимное расположение частиц в космическом пространстве контролирует и определяет сила тяготения, которую называют гравитацией. Она является одной из главных движущих сил эволюции космической материи. Под действием гравитации газовые туманности образуют плотные сгустки, в недрах которых могут происходить термоядерные реакции, приводящие в некоторых случаях к образованию в центрах этих сгустков молодых звёзд. Развитие моло- дых звёзд зависит от их массы и происходит в разных вариантах по-разному: 1. Из лёгких звёзд, имеющих массу менее 1,2 массы Солнца, при прекращении сжатия в их недрах образуется так называемый «бе- лый карлик», на поверхности которого в результате продолжающегося сжатия происходит взрыв с образованием «красного гиганта». 2. В средних по массе звёздах (с массой от 1,2 до 2,0 массы Солнца), которые испытывают ещё более сильное сжатие, в результате разрушения атомной структуры вещество достигает критической плотности, при которой вся масса звезды сосредоточивается в не- большом объёме. Продолжающееся сжатие приводит также к взрыву с образованием «сверхновой» звезды, ядро которой представляет собой нейтронную звезду. Это ядро очень быстро вращается, создавая ис- 12 ключительно сильное магнитное поле. Нейтронные звёзды имеют мощное импульсное радиоизлучение и называются поэтому «пульса- рами», оптическими или рентгеновскими, в зависимости от диапазона излучаемых волн. 3. У тяжёлых звёзд, с массой более 2,0 масс Солнца, в результа- те мощнейшего сжатия плотность в центре звёзды может достигать бесконечности. Такое состояние называется состоянием коллапса и за- ключается оно в том, что от таких звёзд не могут отрываться никакие частицы, даже световые. Такие звёзды поглощают всё и называются «чёрными дырами». В Солнечной системе всего 9 планет, которые делятся на две группы: 1 – внутренние: Меркурий, Венера, Земля и Марс; 2 – внешние: Юпитер, Са- турн, Уран, Нептун и Плутон. Планеты внутренней, земной, группы обладают большой скоростью вра- щения вокруг осей, небольшими размерами и небольшой массой. Все они вра- щаются в направлении Солнца, за исключением Венеры, которая вращается в обратном направлении. Средняя плотность вещества этих планет близка и со- ставляет 3,95-5,52 г/см 3 , что может быть свидетельством сходства их внутрен- него строения. Такую же примерно плотность имеет вещество Плутона – около 4,0 г/см 3 Планеты внешней группы отличаются большими размерами и массой по сравнению с земными, а также более короткими периодами вращения вокруг своих осей, за исключением Плутона, который по всем характеристикам более близок к планетам земной группы. Все эти планеты также вращаются в направ- лении Солнца, за исключением одной планеты – Урана, вращающегося в об- ратном направлении. Земля является третьей планетой Солнечной системы. Она имеет сложную форму – геоида и вращается вокруг своей оси и вокруг Солнца. Период обращения её вокруг Солнца составляет 365, 364 земных суток, скорость вращения по орбите – 29,76 км/сек. Масса нашей планеты составляет 5,975 х 10 27 г, средний её радиус – 6371, 032 км, а средняя плотность вещества планеты составляет 5,52 г/см 3 В результате постоянного вращения вокруг своей оси и вокруг Солнца Земля постоянно меняет своё положение в пространстве, что играет исключи- тельно важную, решающую роль в формировании её внешних оболочек (атмо- сферы, гидросферы, биосферы). Это же определяет распределение температур на поверхности Земли, а через неё и интенсивность многих геологических про- цессов на поверхности Земли и на других планетах. 13 Существуют многочисленные, весьма противоречивые гипотезы о про- исхождении Земли и Солнечной системы. Несмотря на многообразие, условно их можно объединить в две группы: гипотезы «горячего» и «холодного» про- исхождения. Ещё в 1745 году французский учёный Бюффон высказал первую гипотезу происхождения Земли, по которой предполагалось, что наша планета образова- лась как результат остывания одного из многочисленных сгустков вещества, отделившегося от Солнца при его столкновении с кометой. Эта гипотеза стала основой для ряда других гипотез подобного же типа, то есть так называемого «горячего» происхождения. За ней последовала небулярная гипотеза И. Канта и П. Лапласа (1755-1796 гг.). Согласно этой гипотезе, Солнечная система образо- валась из раскалённой туманности огромных размеров, которая в результате вращения сначала превратилась в гигантский диск. От этого диска в процессе вращения отделялись газовые кольца, остывание которых и дало планеты Сол- нечной системы. Такой способ образования планет Солнечной системы под- тверждается общностью вещества Солнца и планет и их тесной взаимосвязью. Подобную же гипотезу высказал и советский учёный В.Г. Фесенков. Он выдви- нул также корпускулярную гипотезу излучения звёзд, объяснил многие особен- ности строения Солнечной системы. Вторая группа гипотез происхождения Земли может быть названа гипоте- зами «холодного» их происхождения. Основоположником этой группы гипотез является советский учёный О.Ю. Шмидт. Он считал, что планеты Солнечной системы образовались в результате «слипания» твёрдых частиц разных разме- ров, которые вращались вокруг Солнца. При этом он принимал, что, по крайней мере, часть газово-пылевого вещества была захвачена Солнцем из межзвёздных туманностей. В этой гипотезе источники вещества Солнца и планет различны. В результате вращения уплотнённое вещество постепенно разогревается при термоядерных реакциях, происходящих в недрах Земли и других планет. Внутреннее строение Земли. Земля состоит из трёх основных концентри- чески-зональных оболочек, которые называют геосферами: земной коры – внешней твёрдой оболочки, мантии – промежуточной оболочки, и ядра – цен- тральной части планеты. Каждая из геосфер состоит, в свою очередь, из более мелких концентров (рис. 6). 14 Рис. 6. Внутреннее строение Земли. Основные геосферы: А – земная кора; В, С, D I , D II – мантия; E, F, G – ядро Концентрически-зональное строение Земли установлено на основании анализа физических полей планеты, о которых речь пойдёт несколько позже. Земная кора представляет собой внешнюю оболочку планеты, наиболее доступную для изучения прямыми геологическими и косвенными геофизиче- скими методами. Она является самой сложноустроенной геосферой, отделённой от нижележащей мантии поверхностью Мохоровичича (поверхностью Мохо). По особенностям состава и строения различают три типа земной коры: конти- нентальную (материковую), океаническую и переходную (промежуточную). Континентальная земная кора распространена на континентах и сложена оса- дочными, магматическими и метаморфическими горными породами. Мощность её колеблется от 30 до 70 км, при этом максимальной мощностью характеризу- ются высокогорные районы континента. В вертикальном разрезе континенталь- ной земной коры выделяются три «слоя»: верхний – осадочный, средний – так называемый «гранитный», и нижний, называемый «базальтовым». Мощность осадочного слоя достигает 20 км, породы этого слоя характеризуются изменчи- вой скоростью прохождения упругих сейсмических волн, составляющей от 1,5 до 5,0 км/сек. 15 «Гранитный» слой имеет мощность 10-40 км и сложен магматическими и метаморфическими горными породами преимущественно кислого состава, по- чему и получил название «гранитного». Породы этого слоя по своим физиче- ским свойствам (магнитная восприимчивость, плотность и проч.) близки гранитам. Скорость прохождения упругих сейсмических волн в этих породах составляет 5,8-6,0 км/сек, а средняя плотность их – 2,5-2,7 г/см 3 «Базальтовый» слой, нижний в земной коре, имеет мощность до 40 км и сложен горными породами преимущественно основного состава, которые по своим физическим свойствам близки базальтам, что и дало основание для на- звания этого слоя. Скорость прохождения упругих сейсмических волн через породы «базальтового» слоя возрастает до 6,0-7,4 км/сек, а плотность вещества в этом слое достигает 2,8-3,3 г/см 3 . Между «гранитным» и «базальтовым» слоями выделяется поверхность Конрада, являющаяся разделяющей отражаю- щей границей, которая располагается на глубине в пределах от 10 до 30 км. Океаническая земная кора имеет значительно меньшую мощность, как правило, в несколько километров, не более 5-10 км. В строении этого типа зем- ной коры имеются существенные отличия. В ней чётко выделяются два слоя: верхний – осадочный, мощностью в несколько сотен метров, обычно не более 1 км, и нижний – также «базальтовый», как и у континентального типа земной коры. Мощность нижнего слоя в этом типе коры достигает 4-10 км. Иногда ме- жду этими слоями выделяется ещё промежуточный слой, сложенный смесью осадочных горных пород с продуктами подводной вулканической деятельно- сти. Как видно из приведенных материалов, океаническая земная кора не со- держит в своём составе «гранитного» слоя и менее мощна по сравнению с континентальной земной корой. Промежуточная земная кора, или переходная, характерна для окраинных морей и архипелагов островов. Являясь промежуточной между континенталь- ной и океанической, она и по строению, и по мощности имеет именно проме- жуточный, переходный характер: с материковой стороны она несёт черты континентальной коры, в которую постепенно и переходит; со стороны океана характер земной коры океанический с постепенными или относительно быст- рыми переходами к океаническому типу. Средняя плотность вещества земной коры по слоям заметно изменяется: от 2,4-2,5 г/см 3 в осадочном слое до 2,8-3,3 г/см 3 в «базальтовом» при среднем значении плотности пород земной коры 2,8 г/см 3 По химическому составу в земной коре преобладают кремний и алюми- ний, поэтому раньше, а иногда и теперь её называют сиаллической оболочкой Земли. 16 Мантия Земли составляет основную часть планеты по массе и объему. Она распространяется до глубины 2885 км, заканчиваясь поверхностью Вихер- та-Гутенберга. Внутри мантии по скоростям прохождения упругих сейсмиче- ских волн, особенностям их преломления и отражения выделяется несколько отражающих поверхностей на глубинах 400, 900 и 2700 км. В строении мантии выделяют две главные зоны: верхнюю и нижнюю. Верхняя мантия распространена до глубины 900 км. Она сложно устроена и со- стоит из двух чётко разделяющихся слоёв. Верхний слой распространён до глу- бины 400 км, также имеет сложное строение, при этом его верхняя часть называется субстратом, который вместе с земной корой образует литосферу Земли. Её называют ещё каменной оболочкой планеты. Нижнюю часть верхне- го слоя, по имени открывшего её сейсмолога Б. Гутенберга, назвали слоем Гу- тенберга. В этом слое резко уменьшается скорость распространения упругих сейсмических волн, что объясняется повышенной текучестью вещества в этом слое. Он является «волноводом», по которому сейсмоволны продолжительное время идут вдоль слоя. Плотность вещества в слое Гутенберга достигает 3,5 г/см 3 , а скорость упругих сейсмических волн не превышает 8 км/сек. Благо- даря описанным особенностям, этот слой называют также астеносферой, в ко- торой зарождаются глубокофокусные землетрясения огромной разрушительной силы и располагаются очаги мощных вулканических извержений. Нижний слой верхней мантии называется слоем Голицына. В нём проис- ходит резкое нарастание плотности вещества до 4,5 г/см 3 и скорости продоль- ных сейсмоволн до 11,3 км/сек. Нижняя мантия распространяется до глубины 2885 км и характеризуется дальнейшим увеличением плотности вещества до 5,6 г/см 3 , а скорости распро- странения упругих сейсмических волн до 13,6 км/сек, что объясняется общим нарастанием давления и переходом к плотнейшим упаковкам всех существую- щих там соединений. Ядро Земли имеет, по косвенным данным, железоникелевый состав, близкий составу железных метеоритов, сложенных на 90% железом и на 10% никелем. Все остальные элементы составляют около 1%. Плотность вещества метеоритов и предположительно (по аналогии с ними) вещества ядра Земли достигает 9 г/см 3 В строении ядра выделяют также условно три концентрические зоны: внешнее ядро, переходный слой и внутреннее ядро. Большинство учёных счи- тает, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии, а внутреннее – в твёрдом. 17 Химический состав и возраст Земли. На основании изучения химическо- го состава всех известных на Земле горных пород, внутреннего строения Земли и теоретических расчётов учёными получены разные варианты среднего хими- ческого состава вещества нашей планеты. При этом среднее содержание хими- ческого элемента в веществе Земли называется кларком этого элемента. Кларки могут быть весовыми или атомными. Первые рассчитываются в весовых коли- чествах – весовые % или г/т, вторые – в % от числа атомов. Расчёты средних содержаний химических элементов в земной коре впервые были выполнены американским учёным Ф. Кларком (1889 г.), а позже уточнялись А.Е. Ферсма- ном, А.П. Виноградовым, С.Р. Тэйлором и другими. Наиболее распространён- ными элементами в земной коре являются кислород, железо, кремний, магний, никель, алюминий, кальций и сера, составляющие в сумме до 99% вещества Земли, остальные элементы составляют всего около 1%. По данным А.П. Вино- градова (1962г.), содержание некоторых химических элементов в земной коре составляет (в г/т): кислорода – 470000, кремния – 295000, алюминия – 80500, железа – 46500, кальция – 33000, натрия – 25000, калия – 25000, магния – 18700, титана – 4500, меди – 47, кобальта – 18 и т.д. Установлению возраста Земли постоянно уделяется очень большое вни- мание. Радиологическими методами возраст самых разных горных пород опре- делён в миллионах и миллиардах лет. Возраст самой планеты устанавливается по возрасту самых древних горных пород планеты, а также по возрасту вещест- ва метеоритов. Древнейшие земные горные породы имеют возраст 3,5-4,0 мил- лиарда лет, возраст вещества метеоритов – 4,5 миллиарда лет. На основании многочисленных радиологических определений возраста горных пород из разных участков планеты в настоящее время возраст Земли принимается равным в пределах 4,5-5,5 миллиардов лет. Физические поля Земли и геофизические методы изучения её геологи- ческого строения. Земля находится в постоянном движении и взаимодействии с другими космическими телами, образуя различные наружные и внутренние физические поля, такие как тепловое, магнитное, поле силы тяжести и некото- рые другие. Характер распространения и строения этих полей позволяет кос- венно судить об особенностях геологического строения тех или иных приповерхностных или глубинных участков планеты. Рассмотрим кратко характеристику некоторых физических полей и гео- физические методы изучения геологического строения земной коры, основан- ные на изучении этих полей. 18 Тепловое поле Земли имеет сложный характер. Возникло оно из поверх- ностных и внутренних источников тепла в процессе развития Земли. Главным поверхностным источником тепла является Солнце, которое посылает на каж- дый квадратный сантиметр её поверхности в год около 170 ккал, из которых до 60 ккал поглощается атмосферой. А остальное тепло поступает непосредствен- но в литосферу и гидросферу, являясь причиной многих экзогенных геологиче- ских процессов (ветер, выветривание и т.д.). Незначительную роль в поверхностном тепловом поле играет тепло приливного течения. Глубинные источники тепла играют заметно меньшую роль, количество такого тепла во много раз меньше, хотя роль глубинного тепла в эндогенных геологических процессах чрезвычайно велика. Откуда же берётся тепло в недрах Земли? Считают, что существует два основных источника внутреннего тепла: радиационное, за счёт радиоактивного распада химических элементов в недрах Земли (термоядерные естественные ре- акции), а также за счёт сепарации вещества земного ядра. Радиоактивный распад даёт основную часть эндогенного тепла. При этом основными источниками разогрева недр планеты называются уран, торий и ра- диоактивный изотоп калия. Радиоактивные элементы связаны, в основном, с гранитами и осадочными горными породами земной коры. Как же распределяется и распространяется тепло в недрах Земли? Есть ли какие-нибудь закономерности в этом? Оказывается, есть. Так, в недрах Земли существует зона постоянных температур – это зона, в которой температура равна среднегодовой температуре этой области. Выше этой зоны температура целиком зависит от климатической и сезонной температуры для этого участка планеты. Ниже зоны постоянных температур она постепенно повышается за счёт внутренних источников тепла. При этом повышение температуры с глуби- ной в разных районах планеты происходит по-разному. Это зависит, прежде всего, от особенностей геологического строения этого участка (блока), а в связи с этим и от различной теплопроводности горных пород разного состава и строения, как и от различного количества тепла, поступающего из недр. В среднем для Земли рассчитаны скорости увеличения температуры с по- гружением в недра – это геотермические градиенты. В верхней части земной коры средний геотермический градиент составляет 3,0 0 С на каждые 100 м, то есть через каждые 33 м в глубине температура повышается на 1 0 . Каждый кон- кретный участок земной коры характеризуется своим местным градиентом, ко- торый зависит от двух главных причин: геологического строения и близости или удалённости от него магматических очагов. 19 Поскольку радиоактивные элементы связаны, главным образом, с грани- тами (кислыми горными породами) и осадочными породами, а их количество с глубиной уменьшается, и нижняя часть земной коры сложена веществом ос- новного состава («базальтовым» слоем), то ниже 10-15 км прирост температуры начинает понижаться. Считается, что в нижних слоях земной коры на континентах нижним преде- лом температур является 600-800 0 С, а в океанах – всего 150-200 0 С. Верхний предел определяется температурой плавления минерала оливина, который содержится в составе верхней мантии. Эта температура составляет 1950 0 С – она-то и принята за верхний предел температуры твёрдого вещества Земли, так как при более высоких температурах любое вещество в недрах будет расплавлено. Температура на границе мантии и земного ядра рассчитана теоретически и составляет предположительно от 1000 0 С до 5000 0 С. Вещество ядра Земли имеет температуру, также полученную пу- тём теоретических расчётов. Она оценивается в 3600-6000 0 С. Тепловое поле Земли играет огромную роль в геологических процессах, происходящих как на поверхно- сти, так и в недрах планеты. С солнечной энергией непосредственно связаны про- цессы выветривания любого типа, деятельность ледников, возникновение и работа ветра и др. Внутреннее тепло вызывает метаморфические и магматические процес- сы, является их главной действующей силой. Температура оказывает большое влияние и на формирование целого ряда месторождений полезных ископаемых. Например, при формировании месторо- ждений нефти и газа температура определяет фазовый состав образующихся скоплений углеводородов: газовые, нефтяные, газоконденсатные и др. Поэтому данные о пластовых температурах могут использоваться при прогнозе и прове- дении поисковых работ на месторождениях углеводородов. Температурными режимами определяется и формирование в разных условиях рудных минералов, среди которых по этому признаку выделяют высоко- , средне- и низкотемпера- турные минеральные ассоциации. Волновое поле упругих сейсмических волн. Сейсмические волны являют- ся одним из главных источников информации о внутреннем строении Земли. Изучением закономерностей распространения этих волн, изучением землетря- сений, регистрацией сейсмических волн и обработкой всех материалов по ним занимается наука, которая называется сейсмологией. Упругие сейсмические волны возникают в очаге землетрясения и распро- страняются с некоторой скоростью, которая зависит от состава и внутреннего строения горных пород, а также от условий их залегания. Распространение этих волн происходит по всем направлениям путём упругих перемещений частиц 20 среды. Различают два типа сейсмических волн: продольные и поперечные. Продольные волны перемещают частицы в направлении распространения волн, а поперечные – в направлении, перпендикулярном к направлению перемещения сейсмических волн. Поэтому скорость распространения продольных волн зна- чительно больше, чем скорость распространения поперечных. В связи с неоднородностью и сложностью геологического строения лито- сферы, наличием многочисленных литологических границ между слоями и те- лами горных пород упругие сейсмические волны не могут распространяться прямолинейно, направление их перемещения постоянно искривляется. При этом распространение этих волн подчиняется законам распространения оптиче- ских волн, то есть на границах между разными по составу или строению геоло- гическими телами сейсмические волны могут отражаться и преломляться. При сейсмологических исследованиях регистрируются все волны: прямые, отра- жённые и преломлённые, которые несут наиболее полную информацию о внут- реннем геологическом строении геосфер Земли (рис. 7). Рис. 7. Принцип-схема работы метода отраженных волн (МОВ): В – источник излучения; 1 – сейсмоприемник, 2 – направление отраженных волн, 3 – отражающая поверхность, 4 – горные породы нижнего комплекса На всей планете развёрнута сеть сейсмостанций, которые постоянно ре- гистрируют упругие сейсмические волны. Особое значение эти наблюдения имеют для сейсмоопасных, сейсмоактивных районов. На использовании законов распространения упругих сейсмических волн в недрах Земли основан сейсмометрический метод исследований внутреннего строения планеты, а также сейсмологический метод. Суть этих методов одинако- ва. Разница заключается в том, что сейсмологический метод основан на изучении распространения естественных упругих сейсмических волн, образующихся в ре- 21 зультате проявления землетрясений; сейсмометрический метод использует для исследований распространение искусственных сейсмических волн, образован- ных в результате искусственных взрывов зарядов в стволах буровых скважин, специально подготовленных для этого. Суть же того и другого методов заключается в фиксировании, изучении и анализе особенностей прохождения упругих сейсмических волн через разные зоны или геосферы планеты. Это даёт возможность предположительно гово- рить об определённом положении (условиях залегания) и составе горных пород на разных глубинах в недрах Земли. Сейсмические методы весьма разнообраз- ны, вот некоторые из них: МОВ – метод отражённых волн; МПВ КМПВ – ме- тод преломлённых волн; МНРП – метод направленного регулируемого приёма и т. д. Для изучения малых и средних глубин применяется метод ВЧС – высо- кочастотной сейсморазведки, а для глубинных зон планеты – метод ГСЗ – глу- бинного сейсмического зондирования. Гравитационное поле Земли обусловлено геологическим строением и раз- ной плотностью горных пород, слагающих земную кору, а также более глубинные зоны. Изучением величин, характеризующих гравитационное поле, их использо- ванием для определения фигуры Земли, общего внутреннего строения и других проблемных вопросов занимается наука, которая называется гравиметрией. Гравитационное поле задаётся полем силы тяжести, которое является ре- зультирующей двух основных сил: силы притяжения (тяготения) Земли и цен- тробежной силы, вызванной её суточным вращением. Центробежная сила уменьшает силу тяжести от полюсов к экватору – на экваторе она на 0,5% меньше, чем на полюсах. Величина силы тяжести зависит от фигуры и распределения плотности внутри Земли. Сила тяжести определяется специальными приборами, которые называются гравиметрами. Измерения силы тяжести могут производиться на поверхности Земли стационарно или с движущихся объектов: лодок, самолётов, вертолётов, машин, кораблей с непрерывной записью измерений ускорения си- лы тяжести по пути следования движущегося объекта. Гравитационное поле Земли имеет очень сложный характер, что объясня- ется неоднородным строением планеты по плотности (разный состав и условия залегания горных пород) и неправильной формой самой Земли. Для решения практических задач гравитационное поле рассматривают состоящим из двух частей: нормального поля, изменяющегося с широтой, и аномального поля, сложного по распределению, обусловленного неоднородностями плотности по- род в верхних слоях земной коры. 22 Разность между наблюденной силой тяжести и нормальной, рассчитанной по формуле распределения нормальной силы тяжести, называется аномалией силы тяжести. На основании гравиметрических измерений составляются карты гравиметрического поля в изолиниях силы тяжести, то есть линиях равной силы тяжести. С помощью этих карт изучается распределение плотностных неодно- родностей в теле планеты на разных глубинах, что отражает основные черты геологического строения того или иного участка земной коры. Магнитное поле Земли. Источниками магнитного поля являются намагни- ченные тела, проводники с током и движущиеся электрически заряженные тела. Магнетизм планеты обусловлен действием постоянных источников, рас- положенных в недрах Земли. Эти источники испытывают медленные вековые изменения. Магнетизм обусловлен также переменными источниками, располо- женными в магнитосфере Земли и ионосфере. Различают основное магнитное поле – главное, и переменное магнитное поле, при этом главное магнитное поле составляет около 99% всего магнитного поля Земли. Установлено, что главное магнитное поле образовалось в результате сложных интенсивных движений в электропроводящем жидком слое Земли. Эти движения привели к самовозбуждению магнитного поля планеты. Земной магнетизм тесно связан с вращением планеты вокруг своей оси. Геомагнитное поле испытывает колебания в истории Земли, но в среднем оно сохраняется от- носительно стабильным в течение длительного времени – сотен миллионов лет. Переменное магнитное поле Земли связано с проявлениями Солнечного ветра, что приводит к нарушению дипольной структуры поля. Магнитные воз- мущения охватывают всю планету в течение одного или нескольких дней. Они возникают при резком изменении параметров солнечного ветра и выражаются в верхней части атмосферы Земли в виде полярных сияний, ионосферных возму- щений, рентгеновского и низкочастотного излучений. Единицей индукции маг- нитного поля является гаусс (гс). У поверхности Земли магнитное поле равно примерно 0,5 гс, а на границе магнитосферы – 10 -3 гс. Магнитное поле тесно связано с электрическим полем. Так как основное магнитное поле Земли связано с внутренними источни- ками, то знание законов распределения магнитного поля позволяет судить об особенностях геологического строения внутренних частей планеты. Магнитное поле измеряется специальными приборами, которые называются магнитомет- рами. Наука, изучающая магнитное поле, называется магнитометрией. 23 Результатом изучения магнитных полей Земли является построение маг- нитных карт, на которых характеристика магнитного поля даётся в виде изоли- ний магнитного поля, то есть линий равного значения магнитного поля. В районах, где магнитное поле является неоднородным, по магнитным свойствам горных пород выявляются аномалии магнитного поля – участки или зоны с рез- ко отличающимся магнитным полем, что свидетельствует о наличии в этом районе горных пород с отличающимися магнитными свойствами. Анализ карт магнитных полей позволяет высказывать обоснованные предположения о гео- логическом строении различных участков земной коры. Для расшифровки – интерпретации материалов магнитометрических ис- следований и высказывания представлений о геологическом строении того или иного участка земной коры разные горные породы по всему геологическому разрезу изучаемого района предварительно исследуются лабораторными мето- дами с определением их физических свойств: в данном случае, при интерпрета- ции магнитометрических данных изучается их магнитная восприимчивость. Полученные материалы используются в качестве эталонов при интерпретации геофизических материалов. Подобным же образом действуют и при интерпре- тации гравиметрических материалов, используя лабораторные исследования плотностных характеристик горных пород; при интерпретации электроразве- дочных материалов опираются на предварительное изучение электрических свойств (электрического сопротивления и проводимости горных пород) и т.д. Изучение электрического поля производится с помощью специальных приборов, которые называются потенциометрами. Наука, изучающая электри- ческое поле, называется электроразведкой. Основана она на том, что разные горные породы обладают различными способностями проводить электрический ток или сопротивляться его прохождению. Отсюда и два наиболее распростра- нённых электроразведочных метода исследований: метод электропроводимости и метод сопротивлений. Исследования проводятся зондированием изучаемого разреза специальными приборами. Сравнение полученных с помощью прибо- ров данных с эталонными измерениями для различных типов горных пород по- зволяет высказывать предположения о геологическом строении данного участка с последующим контролем прямыми геологическими методами, чаще всего бурением скважин. Таким образом, физические поля Земли отражают особенности геологи- ческого строения изучаемых участков земной коры через проявление опреде- лённых физических свойств слагающими этот участок породами. Сами горные породы залегают на разных глубинах, в связи с чем изучить 24 их непосредственно не представляется возможным. Поэтому приходится при- бегать к косвенным методам: не имея доступа к горной породе, только по её физическим свойствам (плотности, электрическому сопротивлению, электро- проводимости, скорости прохождения упругих сейсмических волн, магнитной восприимчивости и др.) имеется возможность достаточно уверенно судить о со- ставе и условиях залегания горных пород, а это даёт возможность решать во- просы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых с использованием геофизических методов, особенно на больших глубинах. Сле- дует иметь в виду, что косвенные – геофизические методы требуют заверки прямыми методами: проходкой горных выработок – шурфов, шахт или бурени- ем скважин. Ценность косвенных методов заключается в их глубинности и воз- можности уверенно планировать проведение поисково-разведочных работ. 1.4. Методы геологических исследований При проведении геологических исследований применяют различные спе- цифические методы. Среди них можно выделить три главных типа региональ- ных методов: прямые, косвенные и дистанционные. Последние могут быть, в свою очередь, прямыми и косвенными. Прямые методы – это такие методы, при которых производится не- посредственное исследование вещества, структуры или процесса. Для примене- ния прямых методов необходимо иметь доступ к веществу, его надо, по крайней мере, видеть, чтобы иметь возможность изучать. Такая возможность предоставляется в естественных обнажениях горных пород в обрывах берего- вых уступов рек и морей, в горных районах, в различных искусственных обна- жениях, сделанных человеком: горных выработках (канавах, шурфах, шахтах, карьерах и т.д.), по керну буровых скважин (керн – это столбик горной породы, выбуренный буровым инструментом и поднятый на поверхность земли). Неко- торые из перечисленных случаев показаны на рис. 1, 2. Ценность прямых мето- дов заключается именно в возможности иметь доступ к наблюдаемому предмету. Недостаток этих методов заключается в их незначительной глубин- ности. Самая глубокая скважина, пробуренная на Кольском полуострове (Коль- ская сверхглубокая), имеет глубину 12500м от поверхности земли. Косвенные методы – это методы, при которых геологическое строение изучается по физическим свойствам горных пород, которые не обязательно ви- деть. Эти свойства измеряются специальными приборами, устанавливаемыми на поверхности земли. К ним относятся такие свойства, как магнитная воспри- 25 имчивость горных пород, их плотность, скорость прохождения через них упру- гих сейсмических волн, радиоактивность, электрическое сопротивление, элек- трическая проводимость и др. Косвенными методами являются все геофизические методы исследований: магниторазведка, гравиразведка, элек- троразведка, сейсморазведка и др. Они позволяют производить глубинное изу- чение геологического строения Земли, обеспечивая большую глубинность, однако результат геофизических исследований требует заверки его прямыми геологическими методами. Дистанционные методы применяются для изучения геологического строения Земли с дистанции, с некоторого расстояния от поверхности Земли. Такую возможность предоставляют различные летательные аппараты: верто- леты, самолеты, искусственные спутники Земли и другие космические аппара- ты. Они могут быть и прямыми, и косвенными. Для осуществления прямых дистанционных методов на борту летательного аппарата располагается геолог- наблюдатель или устанавливается фотоаппаратура для съемки поверхности планеты. Исследователь может непосредственно наблюдать с самолета или вертолета некоторые особенности геологического строения и фиксировать свои наблюдения в журнале (дневнике). Полученные фотоснимки изучаются на Земле на предмет извлечения геологической информации о составе и строении изученных (заснятых) участков земной поверхности. Для осуществ- ления косвенных дистанционных исследований на борту летательного аппара- та устанавливаются геофизические приборы (магнитометры, гравиметры, радиометры и т.д.), показания которых изучаются на Земле после обработки полученных данных. 1.5. Методы определения возраста горных пород, геохронологическая и стратиграфическая шкала Геологические процессы отличаются от прочих процессов (химических, физических, биологических и др.) своей продолжительностью. Поэтому боль- шинство геологических процессов (образование горных пород, полезных иско- паемых, процессы выветривания и др.) мы непосредственно не имеем возможности наблюдать от начала до конца. По этой причине долгое время не удавалось моделировать многие из них. Но и когда смоделировать геологиче- ский процесс удается, то практически всегда исследователи пренебрегают фак- тором времени: в моделируемом варианте процесс проходит во много раз быстрее, чем в естественных условиях. Это не может не накладывать серьезно- 26 го отпечатка на сам процесс и в значительной мере его искажать по сравнению с природным. Это всегда надо иметь в виду. Благодаря современным достижениям науки и техники удалось (с отме- ченной оговоркой) смоделировать многие геологические процессы. Наиболее удачным из них можно считать моделирование процесса минералообразова- ния, благодаря чему многие минералы человек научился делать по своему ус- мотрению с необходимыми на практике свойствами. В настоящее время в больших масштабах искусственно создаются кварцы, алмазы, рубины, сапфи- ры и многие другие минералы. Сложнее дело обстоит с моделированием про- цесса химического выветривания, так как искусственные процессы проходят в тысячи раз быстрее естественных. Такое несовпадение по длительности, т.е. потеря временного фактора, приводит к потере многих качеств, присущих природным явлениям. Возраст планеты Земля определяется в наше время в 4,5 – 5,5 млрд. лет, а возраст земной коры – 3,5 – 4,0 млрд. Так как геология изучает не только строе- ние Земли, но и ее происхождение и развитие, то одной из главных задач являет- ся прослеживание во времени развития земной коры, установление определенных особенностей и закономерностей этого развития, установление скорости и последовательности геологических процессов. Так как летопись Зем- ли запечатлена в «слоях земных», нам необходимо установить хотя бы относи- тельный возраст этих слоев и решить следующие задачи: научиться определять более древние и более молодые геологические образования и процессы, получать доказательства одновозрастности этих образований и процессов в разных частях планеты. Для этого надо уметь определять возраст горных пород и создать по- следовательную, стройную систему летоисчисления в геологической науке. Попытки решить эту задачу предпринимали очень давно. Ещё в XV веке Леонардо да Винчи высказал мысль о том, что раковины, которые встречаются в составе горных пород, слагающих современные горные системы, являются остатками животных организмов, которые существовали в древних морях и бы- ли погребены одновременно с накоплением осадков. Такой вывод явился осно- вой для способа определения возраста горной породы по времени существования морских организмов. Дальше в этом направлении пошел французский учёный Жорж Кювье, который в начале XIX века высказал мысль о том, что слои горных пород с одинаковыми органическими остатками являются одновозрастными образова- ниями. Изменение организмов он объяснял геологическими катастрофами и но- 27 вым зарождением организмов по воле сверхъестественных сил. Им была созда- на основа метода определения возраста горных пород по органическим остат- кам, захороненным в этих горных породах. Позже английский геолог Чарльз Лайель объяснил смену органического мира в истории развития Земли последовательным развитием – эволюцией его по пути совершенствования и усложнения строения организмов от более про- стых в древние геологические времена к более сложным ближе к современности. Именно Ч. Лайель обосновал теорию эволюции органического мира в истории геологического развития Земли. Эта теория получила высокую оценку и даль- нейшее развитие в трудах известного естествоиспытателя Чарльза Дарвина. Большой вклад в разработку теории эволюции органического мира внес русский ученый, палеонтолог В.О. Ковалевский. Он впервые в геологической науке выделил руководящие органические комплексы для датировки горных пород и высказал соображения о решающем влиянии условий обитания орга- низмов на особенности их строения, что имело огромное значение для возрас- тной характеристики рубежей исторического развития Земли. Эти соображения явились окончательным основанием для формирования палеонтологического метода определения возраста горных пород. Благодаря палеонтологическому методу были расчленены и датированы осадочные горные породы, слагающие нашу планету. Он относится к методам определения относительного возраста горных пород, т.е. возраста одних пород относительно возраста других. После этого появилась возможность говорить об одновозрастности горных пород, обнаруженных на удаленных друг от друга участках земной поверхности. Палеонтологический метод дал возможность охарактеризовать горные породы планеты важнейшей характеристикой – воз- растом, что дало основу для составления геологических карт с выделением на них площадей развития разновозрастных образований, независимо от их соста- ва и условий залегания. И хотя палеонтологический метод даёт возможность установления только относительного возраста горных пород, развитие палео- нтологии привело к созданию детально разработанной системы относительного летоисчисления, лежащей в основе современной геологической хронологии. Возможность применения палеонтологии для определения возраста гор- ных пород определяется наличием, сохранностью в толщах горных пород наи- более характерных для определенного времени органических остатков, которые называют руководящими. 28 Исследователи исходят из того, что каждому временному интервалу в ис- тории Земли отвечает органический комплекс руководящих форм, которые характеризуются следующими особенностями: 1) значительной изменчивостью во времени и недолговечностью существования; 2) обилием особей и широким их горизонтальным распространением; 3) хорошей сохранностью и специфиче- скими отличительными признаками твердых частей тела для каждого вида. Первый признак является объективным условием руководящей формы, связан- ным с эволюционными изменениями организмов; остальные два – субъектив- ными условиями, обеспечивающими исследователям возможность более легкого и быстрого их обнаружения и различия. На основе теории эволюции органического мира Ч. Лайеля, а также поло- жения о влиянии условий обитания живых организмов на строение их скелетов В.О. Ковалевского и других положений была разработана теория актуалистиче- ского метода познания, базирующаяся во многом на палеонтологическом методе исследований. Смысл метода актуализма заключается в том, что по своему со- ставу, строению и условиям залегания современные горные породы очень похо- жи или полностью идентичны древним горным породам. То же относится и к геологическим процессам. А коль скоро это так, то одинаковые горные породы образовались в одинаковых условиях и в древние геологические эпохи, и в наше время. Это даёт возможность устанавливать условия образования древних гор- ных пород и полезных ископаемых на основании изучения и сравнения их с со- временными горными породами и полезными ископаемыми. Позже в этот метод была внесена весьма существенная поправка относи- тельно того, что вместе с эволюцией планеты эволюционировали и геологиче- ские процессы, происходящие и в земной коре, и на поверхности Земли. Например, развитие органического мира привело к постепенному изменению состава атмосферы – изменению содержания в ней углекислого газа, кислорода и других газов, что соответственно вызвало эволюцию таких процессов, как процессы химического выветривания. Развитие и постепенное наращивание земной коры привело к существенному изменению процессов вулканизма. Дру- гими словами, в геологической истории Земли все геологические процессы по- стоянно эволюционировали, хотя основная их суть часто сохраняется. Поэтому, применяя метод актуализма, необходимо всегда учитывать эволюцию всех геологических процессов на нашей планете. Таким образом, палеонтологический метод дает возможность при геологи- ческих исследованиях достаточно уверенно решать две главные задачи: устанав- 29 ливать относительный возраст горных пород и определять условия формирования осадочной горной породы, содержащей эти органические остатки – в водной или воздушной среде, при каких температурах, на каких глубинах и т.д. Вторым методом определения относительного возраста горных пород явля- ется стратиграфический метод. Стратиграфия – это наука о последовательности осадконакопления. Суть метода заключается в том, что при ненарушенном пер- вичном залегании горных пород нижележащие слои имеют более древний воз- раст, так как они образовались раньше, чем слои, залегающие выше. Таким образом, из двух толщ или слоев горных пород нижележащий имеет всегда более древний возраст, чем вышележащий. Этим методом относительный возраст гор- ных пород определяется в том случае, если два и более слоев горных пород зале- гают таким образом, что видно их взаимоотношение, например, в едином обнажении или на небольшом удалении один от другого, когда можно быть пол- ностью уверенным в их положении в разрезе. Для достаточно удаленных обнаже- ний он самостоятельно не работает, и в таких случаях необходимо применение палеонтологического метода, пригодного для сравнения пород из как угодно да- леко отстоящих друг от друга обнажений. Следует заметить, что и палеонтологи- ческий метод имеет недостатки, а именно: он не применим в тех случаях, когда горные породы не содержат руководящих органических остатков. Комплексное использование палеонтологического и стратиграфического методов позволяет уверенно определять возраст горных пород и дает основу для создания геохронологической и стратиграфической шкал, в которых сведе- ны все основные возрастные комплексы горных пород в виде слоев (толщ), ле- жащих в естественной последовательности их образования. Это и есть геологическая летопись Земли. Международная геохронологическая шкала впервые была принята на Второй сессии Международного геологического Конгресса в 1881г. Эта шкала, являющаяся одновременно и стратиграфической, по мере получения новых геологических материалов постоянно пополняется и изменяется. Для обозначе- ния возраста в шкале применены геологические индексы – буквенные обозна- чения (латинские) и цветовые обозначения. Эти же принципы применяются на всех геологических документах: геологических картах, стратиграфических ко- лонках, разрезах и т.д. Ниже приводится геохронологическая и стратиграфическая шкала по со- стоянию на октябрь 1993г. (табл. 1,2, авторы А.И. Жамойда, О.А. Мазарович, Р.И. Соколов). 30 Но не всегда горные породы содержат органические остатки. В таких слу- чаях прибегают к другим методам определения относительного возраста, наиболее употребительными среди которых являются литологический и мине- ралогический. Литологический метод заключается в сопоставлении разрезов соседних обнажений или скважин. Как правило, он используется при относительно не- больших расстояниях между точками наблюдения (обнажениями, горными вы- работками или скважинами). Если в двух или нескольких соседних скважинах наблюдается одинаковая последовательность напластования горных пород, то вполне вероятно, что они образованы в одно и то же геологическое время из одних и тех же источников. В случае отсутствия других данных – прежде всего палеонтологических, этот метод часто бывает единственным, дающим возмож- ность хоть как-то приблизительно определить возраст горных пород. Минералогический метод также применяется в тех случаях, когда невоз- можно применить более точные методы – стратиграфический и палеонтологи- ческий. Он заключается в сопоставлении возраста горных пород по комплексам содержащихся в них минералов и специфическим особенностям этих минера- лов: форме кристаллов, микропримесям в минералах, их окраске и др. Литологический и минералогический методы особенно часто применяют- ся при изучении так называемых «немых» отложений, лишенных органических остатков. Например, одним из таких конкретных случаев применения назван- ных методов является построение стратиграфической схемы для докембрий- ских, самых древних на Земле отложений. Помимо описанных выше методов для их стратификации применяется также геохимический метод: по сопостав- лению геохимических особенностей пород, отражающих особенности среды осадконакопления, проявления синхронного вулканизма и проч. Кроме методов определения относительного возраста горных пород, су- ществуют изотопные методы определения так называемого «абсолютного» воз- раста, т.е. возраста горных пород, измеренного в единицах времени. Для геологических событий и образований такой единицей является миллион лет. 31 Табл. 1. Геохронологическая шкала фанерозоя Эон (эонотема ) Эра (эратема ) Период (система) Эпоха (отдел) Продолжитель- ность млн. лет Окраска Плейстоценовая, Q 2 Антропогеновый, Q Эоплейстоценовая Q 1 1,6 Серо- желтая Плиоценовая, N 2 3,5 Неогеновый, N Миоценовая, N 1 19,5 Желтая Олигоценовая, Р 3 13,4 Эоценовая, Р 2 16,9 Кайнозойская , 65 млн лет Палеогеновый, Р Палеоценовая, Р 1 10,1 Желто- оранжевая Поздняя, К 2 32,5 Меловой, К Ранняя, К 1 46,5 Зеленая Поздняя, J 3 19 Средняя,J 2 25 Юрский, Ранняя,J 1 25 Голубая Поздняя, Т 1 18 Средняя, Т 2 12 Мезозойская , 183 млн . лет Триасовый, Т Ранняя, Т 3 5 Фиолето- вая Поздняя, Р 2 10 Пермский, Р Ранняя, Р 1 28 Оранжево- коричневая Поздняя, С 3 14 Средняя, С 2 20 Каменноугольный, С Ранняя, С 1 40 Серая Поздняя, D 3 14 Средняя, D 2 13 Девонский, D Ранняя, D 1 21 Коричне- вая Поздняя, S 2 13 Силурийский, S Ранняя, S 1 17 Серо- зеленая (светлая) Поздняя,O 3 10 Средняя,O 2 30 Ордовикский, О Ранняя, O 27 Оливково- зеленая Поздняя, C 3 18 Средняя, C 2 17 ФАНЕРОЗОЙ Палеозойская , 322 млн . лет Кембрийский, С Ранняя, C 1 30 Сине- зеленая (темная) 32 Табл. 2. Геохронологическая шкала докембрия Акротема Эонотема (эон) Эратема (эра) Система (период) Отдел (эпоха) Верхний, V 2 (поздняя) (650+20-570) Верхний (поздний) протерозой, PR Венд, V Нижний, V 1 (ранняя) (650+20-620+20) Верхний (поздний) рифей, R 3 (1000+50-650+20) Средний рифей, R 2 (1350+20-1000+50) (1080) Рифей , R Нижний (ранний) рифей, R 1 (1650+50-1350+20) Верхняя часть, PR 1 Верхний (поздний) карелий (1900+50-1650+50) Протерозой , PR Нижний (ранний) протерозой, PR (карелий) (2500+50-1900+50) Нижняя часть, PR 1 Нижний (ранний) карелий (2500+50-1900+50) Верхний (поздний) (3150+50-2500+50) Архей , А R Нижний (ранний) (более 400) Изотопные методы основаны на использовании радиоактивного распада некоторых химических элементов. Измерение возраста производится по содер- жанию продуктов радиоактивного распада в минералах или горных породах, времени полураспада и соотношению содержаний продуктов распада и оста- точных продуктов. Процесс распада химических элементов в природе происхо- дит с постоянной скоростью, и в результате этого появляются атомы устойчивых, уже не распадающихся далее элементов. Постепенно количество этих элементов увеличивается в минерале или горной породе пропорционально 33 геологическому возрасту изучаемого вещества. Обычно для определения воз- раста используются так называемые «долгоживущие» элементы, то есть эле- менты с большим периодом полураспада (уран, торий и др.). Существует несколько методов определения изотопного возраста горных пород. Из них наиболее точным является свинцовый метод (свинцово-ураново- ториевый). В этом методе определение возраста осуществляется по отношени- ям содержаний изотопов свинца 208 PB/ 204 Pb, 207 Pb/ 204 Pb, 206 Pb/ 204 Pb. Стронциевый метод основан на особенностях радиоактивного распада рубидия и превращения его в изотоп стронция 87 Sr. При этом методе возможны значительные ошибки в определении возраста за счет привноса рубидия в ми- нералы из других источников, т.е. не за счет только радиоактивного распада. Калий – аргоновый метод или просто аргоновый. Суть метода заключает- ся в накоплении радиогенного аргона в калиевых минералах. Метод является наиболее доступным и наиболее распространенным. Недостатком его являются весьма значительные ошибки, которые могут быть допущены, так как эти ми- нералы (калиевые полевые шпаты, слюды, глауконит и др.) могут легко терять радиогенный аргон. Вместе с тем возможен и привнос аргона в эти минералы. В результате не всегда могут быть объяснены получаемые при применении этого метода цифры возраста: наряду со значительным омоложением возможно и значительное удревнение возраста исследуемых горных пород. Доступность и относительная дешевизна исследований калий-аргоновым методом связаны как с широким распространением калиевых минералов, так и с возможностью оп- ределения возраста не только по мономинеральным пробам, но и по навескам горных пород, содержащих эти минералы. Радиоуглеродный метод основан на определении количества нераспавше- гося изотопа 14 С. Этот метод применяется для определения возраста наиболее молодых геологических образований (кайнозойских), следов культуры древне- го человека, его орудий труда, охоты, предметов быта. |