Вопросы:

1.

Геология — наука о Земле. Современная геология изучает состав, строение и историю Земли, закономерности и процессы формирования земной коры, слагающих ее минералов, горных пород, руд и других полезных ископаемых и их взаимные отношения, а также историю развития жизни на Земле. Практическое значение геологии очень велико и разнообразно. При геологических исследованиях изучаются главным образом верхние горизонты земной коры непосредственно в естественных обнажениях (выходах на поверхность Земли горных пород из-под наносов) и в обнажениях искусственных — горных выработках (закопушках, канавах, шурфах, карьерах, шахтах, буровых скважинах и др.). Для изучения глубинных частей земного шара применяются главным образом геофизические методы. Объектами геологических исследований являются:

1) природные тела, слагающие верхние горизонты земной коры (горные породы, руды, минералы и др.), в частности их строение и состав;

2) расположение природных тел в земной коре, определяющее геологическое строение или структуру последней;

3) различные геологические процессы, как внешние, так и внутренние, в результате которых природные тела появились и появляются, изменяются и исчезают, а также формируется рельеф земной поверхности;

4) причины и закономерности возникновения и развития геологических процессов, а также закономерности развития Земли в целом.

Основным методом геологии является геологическая съемка — совокупность геологических исследований, необходимых для всестороннего изучения геологического строения и полезных ископаемых местности.

Предмет геологии- пространственно-временные модели развития геологических процессов.

3.

Основные этапы развития исторической геологии

Как наука историческая геология начала формироваться на рубеже 18-19 веков, когда У.Смит в Англии, а Ж.Кювье и А. Броньяр во Франции пришли к одинаковым выводам о последовательной смене слоев и находящихся в них остатков ископаемых организмов. На основе биостратиграфического метода были составлены первые стратиграфические колонки, разрезы, отражающие вертикальную последовательность осадочных пород. Открытие этого метода положило начало стратиграфическому этапу развития исторической геологии. В течение первой половины 19 века были установлены почти все основные подразделения стратиграфической шкалы, проведена систематизация геологического материала в хронологической последовательности, разработана стратиграфическая колонка для всей Европы. В этот период в геологии господствовала идея катастрофизма, которая связывала все изменения, происходящие на Земле (изменение залегания толщ, образование гор, вымирание одних видов организмов и появление новых и др.) с крупными катастрофами. Идею катастроф сменяет учение об эволюции, которое все изменения на Земле рассматривает как результат очень медленных и длительных геологических процессов. Основоположниками учения являются Ж.Ламарк, Ч.Лайель, Ч.Дарвин. К середине 19 в. относятся первые попытки провести реконструкцию физико-географических условий по отдельным геологическим эпохам для крупных участков суши. Эти работы, проведенные учеными Дж. Дана, В.О.Ковалевским и др., положили начало палеогеографическому этапу развития исторической геологии. Большую роль для становления палеогеографии имело введение понятия о фациях ученым А. Грессли в 1838 г. Сущность его заключается в том, что породы одного и того же возраста могут иметь разный состав, отражающий условия их образования. Во второй половине 19 в. зарождается представление о геосинклиналях как протяженных прогибах, заполненных мощными толщами осадочных пород. А к концу века А.П.Карпинским закладываются основы учения о платформах. Представление о платформах и геосинклиналях как главнейших элементах структуры Земной коры дает начало третьему «тектоническому» этапу развития исторической геологии. Оно впервые было изложено в трудах ученого Э.Ога «Геосинклинали и континентальные площади». В России понятие о геосинклиналях было введено Ф.Ю.Левинсон-Лессингом в начале 20 в. До середины 20 в. историческая геология развивалась с преобладанием какого-то одного научного направления. На современном этапе историческая геология развивается по двум направлениям. Первое направление - это детальное изучение геологической истории Земли в области стратиграфии, палеогеографии и тектоники. При этом совершенствуются старые методы исследований и привлекаются новые, такие как: глубокое и сверхглубокое бурение, геофизические, палеомагнитные; космического зондирования, абсолютной геохронологии и т.д. Второе направление - работы по созданию целостной картины геологической истории земной коры, выявлению закономерностей развития и установлению причинной зависимости между ними.

8.

Земля является небольшим космическим телом эллипсовидной формы, рядом с которым небесные пространства рассекает естественный спутник – Луна.

Ядро планеты согревает ее поверхность, а по жидкому плазматическому слою дрейфуют тектонические плиты, иногда их активность приводит к землетрясениям и прочим катаклизмам.

Феномен зарождения жизни на Земле имеет много толкований, но истину вряд ли под силу обнаружить человеческому интеллекту. Многие верят во внеземное происхождение человека, другие говорят о божественной длани. Так или иначе, Земля остается загадкой для ее обитателей.

9.

Отмечалось ранее, что медленное вращение сравнительно холодных звезд возможно объясняется наличием у них планетных систем. Это означает, что звезды и планетные системы образуются в едином процессе, в результате сжатия облака межзвездной газово-пылевой материи, как и предполагалось в гипотезах Канта и Лапласа. Можно показать, что такая передача момента количества движения может быть осуществлена через магнитное поле. Наиболее подробно этот процесс рассмотрел английский астрофизик Хойл, к гипотезе которого мы и перейдем. Первую часть этой гипотезы мы уже излагали, правда, не называя автора, когда говорили о передаче момента количества движения от вращающейся протозвезды к окружающей среде. Когда плотность протозвезды достигает некоторой достаточно большой величины, обмен прекращается и момент количества движения в дальнейшем изменяется мало. Дальнейшее сжатие протозвезды вызывает увеличение угловой скорости, а это приводит к наступлению ротационной неустойчивости.. В случае "Протосолнца" ротационная неустойчивость возникла, когда его радиус был приблизительно равен радиусу орбиты Меркурия. В этот момент по экватору "Протосолнца" началось истечение вещества, которое образовало протопланетное облако, имеющее форму диска. Теперь предположим, что с протозвездой связано дипольное магнитное поле. Вещество протопланетного облака частично ионизовано, и поэтому оно не может свободно двигаться, пересекая силовые линии, оно увлекает их за собой. В результате при образовании протопланетного облака дипольное поле деформируется и приобретает примерно такой вид, как показано на 247. Так как угловая скорость диска меньше угловой скорости протозвезды, силовые линии начнут закручиваться по спирали. При этом они тормозят вращение протозвезды и ускоряют вращение диска. Когда протозвезда сильно затормозится, ротационная неустойчивость исчезает, истечение вещества прекращается и протопланетный диск отделяется от протозвезды. Расчеты показывают, что этот процесс происходит по-разному у холодных и горячих звезд из-за того, что холодные звезды имеют подфотосферную конвективную зону, а горячие - нет. Если атмосфера протозвезды охвачена конвективными движениями, магнитные силовые линии могут проникать в нее на большую глубину и спиральные витки магнитного поля в основном располагаются внутри протозвезды. Если конвекции нет, витки располагаются снаружи, в диске. При этом диск раскручивается слишком быстро и разрушается, еще не получив от протозвезды сколько-нибудь заметной массы. Протопланетный диск не успевает сформироваться и не может принять на себя существенной доли момента количества движения. В результате планетная система не образуется, и звезда остается быстро вращающейся. Мы не можем наблюдать планетных систем у звезд и не знаем, действительно ли связано медленное вращение холодных, звезд с наличием у них планетных систем. Поэтому картина, которая была дана выше, является гипотезой, пусть обоснованной и весьма вероятной, но все же недоказанной. Проблема образования протопланетного облака и передачи ему момента количества движения является первой частью планетной космогонии. Дальше надо рассмотреть вопрос о конденсации планет из протопланетного облака. Долгое время считали само собой разумеющимся, что планеты образовались из горячего газа, который постепенно остывал, затем вещество перешло в жидкую фазу, а потом образовалась твердая оболочка. Первоначально протопланеты (сгустки газа, из которых сконденсировались планеты) содержали значительное количество водорода и гелия. Планеты земной группы не смогли сохранить легких газов из-за их диссипации. Однако подробный анализ показывает, что гипотеза образования планет из горячего газа встречает ряд трудностей. Эта гипотеза предполагает, что протопланетное облако должно по каким-то причинам распасться на отдельные протопланеты. При этом мыслится, что протопланетное облако, вообще говоря, не является однородным, в местах наибольшей плотности начинается гравитационная конденсация, и она приводит к образованию протопланет. Оказывается, однако, что предполагаемая масса протопланетного облака (примерно 0,1 массы Солнца) слишком мала для возникновения гравитационной неустойчивости. Кроме того, исследование диссипации атмосфер протопланет показало, что она происходит слишком медленно: "Протоземля" не успела бы превратиться в Землю. Советский ученый О.Ю. Шмидт выдвинул предположение, что планеты сконденсировались из относительно холодного газово-пылевого облака, и эта точка зрения поддерживается многими современными исследователями. Имеются прямые наблюдательные указания на то, что образование звезд происходит в областях, где количество межзвездной пыли особенно велико (глобулы и "слоновые хоботы", пылевые туманности, связанные со звездами типа Т Тельца). Естественно ожидать, что протопланетный диск наряду с газом должен содержать и пыль. Было показано, что вследствие столкновений твердые частицы в протопланетном облаке обмениваются моментом количества движения и энергией. При этом устанавливается такое распределение частиц в пространстве и по скоростям, при котором вероятность столкновений наименьшая. Такое состояние соответствует движению в плоскости по круговым орбитам. Расчет показывает, что пыль соберется в диск, толщина которого должна быть 10-3-10-4 его радиуса. Такой пылевой диск непрозрачен для солнечного излучения, во всяком случае периферии диска оно достигать не может. Что при этом произойдет с газовой компонентой протопланетного облака? Вблизи Солнца газ прогревается солнечным излучением и вследствие термической диссипации постепенно рассеивается в межзвездном пространстве. В самом пылевом диске температура низкая, и диссипация замедляется. Этим объясняется различие в химическом составе планет типа Юпитера и типа Земли: на периферии диссипация шла более медленно, и легкие газы сохранились; во внутренних частях диска диссипация происходила быстрей, и легкие газы были утеряны. Орбиты частиц не могли стать точно круговыми из-за взаимных возмущений. Вследствие небольших различий в эксцентриситетах и наклонениях орбит частицы сталкивались между собой, более крупные частицы присоединяли к себе легкую пыль. Можно показать, что большие частицы в таком процессе растут быстрее, чем маленькие, и в результате пылевая материя должна конденсироваться во все более и более крупные тела. Остается несколько наиболее крупных тел, которыми, собственно, и являются планеты. Эта картина объясняет, почему орбиты планет близки к круговым и расположены в одной плоскости, почему планеты типа Юпитера отличаются от планет типа Земли. Статистическое рассмотрение процесса роста планетных зародышей при определенных предположениях о распределении момента количества движения в диске приводит к правильному закону планетных расстояний. Количественные расчеты показывают, что Земля достигла современной массы примерно за 2 ´ 108 лет. К концу этого периода температура в центре Земли достигла 1000 ёК, а поверхность ее оставалась холодной. Затем происходил разогрев за счет выделения тепла радиоактивными элементами. В дальнейшем температура продолжала повышаться, и это привело к плавлению земных недр и дифференциации их химического состава. Большинство тяжелых элементов сконцентрировалось в центре, более легкие выдавливались наверх и образовали мантию и кору. Данные геохимии подтверждают, что Земля действительно была вначале в холодном состоянии, а разогревание и дифференциация элементов относятся к более поздним этапам ее эволюции. О.Ю. Шмидт предполагал, что протопланетное облако образовалось в результате захвата Солнцем пылевой туманности. Если захват происходит нецентрально, то захваченная туманность начнет вращаться и ее момент количества движения может быть весьма велик. Предположение о захвате было выдвинуто О.Ю. Шмидтом именно для объяснения большой доли момента количества движения, приходящейся на планеты. Выше мы видели, что это можно объяснить также при совместном образовании Солнца и протопланетного облака и что многие данные говорят как раз в пользу совместного образования звезд и планетных систем. Главное в гипотезе О.Ю. Шмидта - это идея образования планет из холодных пылевых частиц, та же часть ее, которая говорит о возникновении протопланетного облака путем захвата, по-видимому, потеряла актуальность. Гипотеза О.Ю. Шмидта разрабатывалась в начале сороковых годов нашего столетия, когда роль электромагнитных процессов (таких, как увлечение ионизованного газа магнитными полями) во Вселенной мало кем понималась, поэтому казалась необходимой чисто механическая идея захвата. Два тела (например, звезда и туманность) не могут соединиться в систему, связанную силой ньютоновского тяготения, если они вначале находились на очень большом расстоянии: они пролетят одно мимо другого с параболической скоростью и снова разойдутся Захват может произойти только в некоторых специальных случаях при наличии третьего тела и является событием крайне мало вероятным. История развития и смены космогонических гипотез показывает, что те из них, которые трактовали образование планетной системы как событие исключительное, неизменно терпели крах. Ученому-материалисту трудно примириться с мыслью, что наша Солнечная система чуть ли не единственная в Галактике, а человек - единственный носитель разумной жизни во Вселенной. Эта идея ведет к идеалистической концепции антропоцентризма. Современная астрономия дает серьезные аргументы в пользу наличия планетных систем у многих звезд, в пользу их типичности, а не исключительности. Обитаемы ли эти планетные системы, и если да, то часто ли встречается во Вселенной разумная жизнь? Трудно найти более волнующий вопрос, но до недавнего времени им занимались исключительно писатели-фантасты. В последние годы эту проблему стали исследовать на серьезной научной основе, начались .

10.

Происхождение Вселенной.

Проблема эволюции Вселенной является центральной в естествознании.

Это естественно, поскольку самое главное звено в эволюции Вселенной – жизнь, разум. Какова их судьба в дальнейшем, в ходе эволюции Вселенной – или полное исчезновение, когда вся субстанция Вселенной через 1032 лет распадется до фотонов и нейтрино, или циклы развития Вселенной будут периодически повторяться.

Общепризнанным является тот факт, что Вселенная около 13 млрд. лет тому назад находилась в состоянии сингулярности, состоянии бесконечно большой плотности – 1093 г/см3. Затем в результате Большого Взрыва она начала расширяться, и это расширение длится и в настоящее время¹.

Немецкий философ Эммануил Кассет в 1755 г. высказал идею происхождения Вселенной из первичной материи, состоящей из мельчайших частиц. Образование звезд, Солнца и других космический тел, по его мнению, произошло под воздействием сил притяжения и отталкивания в условиях хаотического движения частиц. Французский математик П. Лаплас (1796 г.) связывал образование солнечной системы с вращательным движением разряженной и раскаленной газообразной туманности, приведшим к возникновению сгустков материи – зародышей планет. По гипотезе Канта-Лапласа, первоначально раскаленная Земля охлаждалась, сжималась, что привело к деформации земной коры.

По гипотезе О. Ю. Шмидта (1943 г.) планетная система образовалась из пылевой и метеорной материи при попадании ее в сферу Солнца. Первоначально холодные Земля и другие планеты постепенно разогревались под воздействием энергии радиоактивного распада гравитационных и других процессов, а затем остывали.

Астроном В. Г. Фесенков в 50-е годы предложил решение проблемы с точки зрения образования Солнца и планет из общей среды, возникшей в результате уплотнения газопылевой материи. При этом предполагалось, что Солнце образовалось из центральной части сгущения, а планеты – из внешней частей.

По современным представлениям, тела Солнечной системы формировались из первично холодной космической твердой и газообразной материи путем уплотнения и сгущения до образования Солнца и прото- планет. Астероиды и Метеориты считаются исходным материалом планет Земной группы (Меркурий, Венера, Земля, и Марс – небольшие по размерам; высокая плотность, малая масса атмосферы, небольшая скорость вращения вокруг своей оси); а кометы и метеоры – планет-гигантов (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон – огромные размеры, низкая плотность, плотная атмосфера с H2, Ge и метаном, высокая скорость вращения). Формирование современных оболочек Земли связывается с процессами гравитационной дифференциации первоначального однородного вещества².

Самая передовая гипотеза – это объяснение возникновения Вселенной теорией Большого взрыва. В соответствии с этой теорией ~ 15 млрд. лет назад наша Вселенная была сжата в комок, в миллиарды раз меньше булавочной головки. По математическим расчетам ее диаметр был равен, а плотность близка к бесконечности. Такое состояние называется сингулярным – бесконечная плотность в точечном объеме. Неустойчивое исходное состояние вещества привело к взрыву, породившему скачкообразный переход к расширяющейся Вселенной.

Самый ранний этап развития Вселенной называется инфляционным – его период до 10-33 секунды после взрыва. В результате возникают пространство и время. Размеры Вселенной в несколько раз превышают размеры современной, вещество отсутствует.

Следующий этап – горячий. Выброс тела связан с высвободившейся энергией при Большом взрыве. Излучение нагрело Вселенную до 1027 К. Затем наступил период остывания Вселенной в течение ~500 тысяч лет. В результате возникла однородная Вселенная. Переход от однородной к структурной происходил от 1 до 3 млрд. лет.

Рождение и эволюция Земли.

Появление и развитие жизни на Земле – это уникальное явление во всей Солнечной системе. Но оно не случайно, а было подготовлено сочетанием ряда благоприятных условий. Прежде всего, для зарождения жизни должен был сформироваться сложный комплекс активно взаимодействующих природных компонентов, которые в течение чрезвычайно длительного времени в относительно стабильных гидротермальных условиях испытали строго направленную эволюцию.

Земля зародилась в плазме Солнца и выведена им на околосолнечную орбиту более 4,5 млрд. лет назад. Новорожденная была довольно шустрой. Она облетала вокруг Солнца примерно за 8 часов, а на оборот вокруг своей оси затрагивала около одного часа.

Юная Земля представляла собой сферу радиусом в 1,5-2 раза меньше радиуса современной Земли. Внутри сфера имела тонкослоистое строение, где каждый слой мощностью от 5 до 500 м (всего 150-200 тыс. слоев) был сложен тем или иным элементом периодической таблицы Менделеева и имел температуру близкую к абсолютному нулю. С поверхности Земля имела тонкий расплавленный слой, образовавшийся вследствие разогрева замороженных атомарных слоев и перехода их в молекулярное состояние еще в плазме Солнца. Поверхностный слой представлял собой магму основного состава с температурой выше 1500 градусов. У Земли была горячая плазменная атмосфера, поэтому юная Земля светилась как звезда³.

На околосолнечной орбите под действием мощных центробежных сил, имевших место вследствие быстрого осевого вращения Земли, часть расплавленного слоя в виде большой капли отделилась от Земли и стала вращаться вокруг нее. Так образовалась Луна. За 4,5 млрд. лет Земля и Луна удалились по спирали от Солнца и заняли предопределенные им законом тяготения современные орбиты.

Древнейшая Земля весьма мало напоминала планету, на которой мы сейчас живем. Её атмосфера состояла из водяных паров, углекислого газа и, по одним, – из азота, по другим – из метана и аммиака. Кислорода в воздухе безжизненной планеты не было, в атмосфере древней Земли гремели грозы, её пронизывало жёсткое ультрафиолетовое излучение Солнца, на планете извергались вулканы.

Исследования показывают, что полюса на Земле менялись, и когда-то Антарктида была вечнозеленой. Вечная мерзлота образовалась 100 тыс. лет назад после великого оледенения.

В XIX веке в геологии сформировались две концепции развития Земли⁴:

1) посредством скачков («теория катастроф» Жоржа Кювье);

2) посредством небольших, но постоянных изменений в одном и том же направлении на протяжении миллионов лет, которые, суммируясь, приводили к огромным результатам («принцип униформизма» Чарльза Лайелля).

Успехи физики XX века способствовали существенному продвижению в познании истории Земли. В 1908 году ирландский ученый Д. Джоли сделал сенсационный доклад о геологическом значении радиоактивности: количество тепла, испущенного радиоактивными элементами, вполне достаточно, чтобы объяснить существование расплавленной магмы и извержение вулканов, а также смещение континентов и горообразование.

С его точки зрения, элемент материи – атом – имеет строго определенную длительность существования и неизбежно распадается. В следующем 1909 году русский ученый В. И. Вернадский основывает геохимию – науку об истории атомов Земли и ее химико-физической эволюции.

В соответствии с современными взглядами температура ядра Земли может быть низкой, а процессы в земной коре имеют радиоактивную природу. Сначала Земля была холодной. Атомы радиоактивных элементов, распадаясь, выделяли тепло, и недра разогревались. Это повлекло за собой выделение газов и водяных паров, которые, выходя на поверхность, положили начало воздушной оболочке и океанам.

В 1915 году немецкий геофизик А. Вегенер предположил, исходя из очертаний континентов, что в карбоне (геологический период) существовал единый массив суши, названный им Пангеей (греч. «вся земля»). Пангея раскололась на Лавразию и Гондвану. 135 млн. лет назад Африка отделилась от Южной Америки, а 85 млн. лет назад Северная Америка - от Европы; 40 млн. лет назад Индийский материк столкнулся с Азией и появились Тибет и Гималаи.

Решающим аргументом в пользу принятия данной концепции А. Вегенера стало эмпирическое обнаружение в конце 50-х годов расширения дна океанов, что послужило отправной точкой создания тектоники литосферных плит.

В настоящее время считается, что континенты расходятся под влиянием глубинных конвективных течений, направленных вверх и в стороны и тянущих за собой плиты, на которых плавают континенты. Эту теорию подтверждают и биологические данные о распространении животных на нашей планете. Теория дрейфа континентов, основанная на тектонике литосферных плит, ныне общепринята в геологии.

История Земли составлена двумя последовательными событиями, двумя частями⁵.

Событие первое: образование тела Земли из материала взорвавшейся Звезды. Если период строительства прошел относительно быстро (5-10 млн. лет.), то на ее выход из шокового состояния после грандиозной катастрофы потребовалось 100-200 млн. лет – время вхождения в автономную стадию развития. Шла опрессовка маленькой рыхлой планеты. Накапливалось собственное тепло.

Первоначальный размер Земли можно представить, если собрать воедино архейские земли, разбросанные сегодня небольшими плитками по всей ее поверхности. Первоначальный вид не совсем круглой планеты определялся большими и малыми перепадами высот с пологими и крутыми переходами одна к другой без горизонтальных равнин⁶.

Первородное тело Земли было сложено раздробленным, многократно перемолотым материалом из звездного архея. Небольшая планета представляла сплошную брекчию, с небольшими качественными изменениями по глубине, определяемыми, в основном, все более поздним подходом материала из зон образования Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Отвечая на вопрос, когда возникла на Земле жизнь, мы получили довольно убедительный ответ – 3.8-4.0 млрд. лет назад. При этом есть все основания предположить, что Земля 4 млрд. лет назад уже окончательно сформировалась как планета и даже приобрела и удерживала своим гравитационным полем вторичную атмосферу.

А дальше, видимо, эволюция жизни на Земле характеризовалась тенденцией к постепенному ускорению с определенным чередованием относительно коротких периодов ароморфозов (морфофизиологический прогресс, – возникновение в ходе эволюции признаков, повышающих уровень организации живых существ) и последующих длительных периодов идиоадаптации (частные приспособления живого мира, позволяющие освоить специфические условия среды).

Земля как планета состоялась с протерозоя, геологической эры, начавшейся 1 миллиард 800 миллионов лет назад.

До этого момента геологам неизвестно на поверхности Земли ни одной геометрически правильной структуры, даже линии.

11.

Исследования планет и малых тел Солнечной системы.

Эти исследования имеют первостепенное значение для понимания процессов возникновения и развития Солнечной системы. Однако прежде всего, они дают ключ к познанию возможных путей будущей эволюции нашей собственной планеты.

Изучение планет, их спутников, астероидов и комет включает в себя поиски жизни или ее следов, а достоверное их обнаружение само по себе явилось бы величайшим научным открытием Человечества. Нельзя так же забывать о том, что в XXI веке неизбежно последуют пилотируемые полеты к ближайшим телам Солнечной системы. Для их подготовки необходима подробнейшая информация о физических и химических условиях на этих телах. И наконец, изучение возможностей искусственного изменения физических условий сначала на поверхности Марса, а потом и Венеры может оказаться необходимым для расселения там наших далеких потомков.

13.

Гравитационное поле Земли

Гравитационное поле Земли, поле силы тяжести; силовое поле, обусловленное притяжением (тяготением) Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением. Зависит также (незначительно) от притяжения Луны, Солнца и др. небесных тел и масс земной атмосферы. Гравитационное поле Земли характеризуется силой тяжести (см. Гравиметрия), потенциалом силы тяжести и различными производными от него. Потенциал имеет размерность см2.сек–2. За единицу измерения первых производных потенциала, в том числе силы тяжести, в гравиметрии принимается миллигал (мгл), равный 10–3 см.сек–2, а вторых производных - этвеш (Е), равный 10–9 сек–2. Часть потенциала силы тяжести, обусловленная только притяжением масс Земли, называется потенциалом земного притяжения, или геопотенциалом.

Для удобства решения различных задач Г. и. З. условно разделяется на нормальную и аномальную части. Основная - нормальная часть, описываемая несколькими первыми членами разложения, соответствует идеализированной Земле («нормальной» Земле) простой геометрической формы и с простым распределением плотности внутри неё. Аномальная часть поля меньше по величине, но имеет сложное строение. Она отражает детали фигуры и распределения плотности реальной Земли. Нормальная часть поля силы тяжести рассчитывается по формулам распределения ускорения нормальной силы тяжести g.

Потенциал силы тяжести используется при изучении фигуры Земли, близкой к уровенной поверхности Гравитационное поле Земли, а также в астродинамике при изучении движения искусственных спутников в Гравитационное поле Земли (уровенной называется поверхность, во всех точках которой потенциал имеет одинаковое значение; сила тяжести направлена к ней по нормали). Одна из уровенных поверхностей, которая совпадает с невозмущённой средней поверхностью океанов, называется геоидом. По направлению силы тяжести устанавливается отвес и определяется положение астрономического зенита. Поскольку уклонения отвеса приближённо равны отношению горизонтальной составляющей притяжения к силе тяжести, то знание их величин в определённом смысле позволяет судить и о Гравитационное поле Земли

Вторые производные потенциала силы тяжести применяются при решении геологоразведочных и геодезических задач. Вертикальный градиент силы тяжести, соответствующий нормальной части Гравитационное поле Земли, от полюса к экватору изменяется всего на 0,1% от его полной величины, равной в среднем для всей Земли 3086 этвеш. Намного меньше по абсолютной величине нормальные горизонтальные градиенты силы тяжести и вторые производные потенциала силы тяжести, характеризующие кривизну уровенной поверхности Земли. Аномальная часть вторых производных потенциала позволяет судить о плотностных неоднородностях в верхних частях земной коры. По величине она достигает в равнинных местах десятков, а в горных - сотен этвеш. В гравиметрической разведке, помимо вторых производных потенциала силы тяжести, используются третьи производные потенциала, получаемые путём пересчёта по аномалиям силы тяжести. Сила тяжести измеряется гравиметрами и маятниковыми приборами, а вторые производные потенциала силы тяжести - гравитационными вариометрами.

Магни́тное по́ле — составляющая электромагнитного поля, появляющаяся при наличии изменяющегося во времени электрического поля. Кроме того, магнитное поле может создаваться током заряженных частиц, либо магнитными моментами электронов в атомах (постоянные магниты). С точки зрения квантовой теории поля электромагнитное взаимодействие переносится безмассовым бозон-фотоном (частицей, которую можно представить как квантовое возбуждение электромагнитного поля). Основной характеристикой магнитного поля является его сила, определяемая вектором магнитной индукции (вектор индукции магнитного поля)[1]. В СИ магнитная индукция измеряется в теслах (Тл). Магнитное поле — это особый вид материи, посредством которой осуществляется взаимодействие между движущимися заряженными частицами или телами, обладающими магнитным моментом.

Можно также рассматривать магнитное поле, как релятивистскую составляющую электрического поля. Точнее, магнитные поля являются необходимым следствием существования электрических полей и специальной теории относительности. Вместе, магнитное и электрическое поля образуют электромагнитное поле, проявлениями которого являются свет и прочие электромагнитные волны.

Причины возникновения магнитного поля Земли

Магнитная ось Земли почти параллельна ее оси вращения, поэтому многие исследователи предполагали, что магнитное поле возникает вследствие вращения Земли. В физике известны явления, когда при вращении возникает магнитное поле. Одно из таких явлений — эффект Барнета — Эйнштейна, при котором каждый атом рассматривается как волчок, обладающий магнитным моментом. При вращении таких атомов-волчков их оси вращения устанавливаются параллельно, при этом так же располагаются их магнитные моменты. Но расчеты показали, что, если бы магнитное поле Земли возникло таким путем, оно было бы в 10 млрд. раз меньше. Другая гипотеза связывала возникновение магнитного поля Земли с тем, что на ее поверхности имеется отрицательный электрический заряд. Вращаясь вместе с Землей, этот заряд образует круговой электрический ток, а там, где есть круговой ток, есть и магнитное поле, направленное по оси круга. Но отрицательный заряд на поверхности Земли слишком мал, чтобы могло возникнуть поле нужной величины. Обе эти гипотезы не могли объяснить инверсии геомагнитного поля.

В 1947 г. советский физик Я. И. Френкель совсем иначе объяснил образование магнитного поля в Земле. Он предположил, что вещество земного ядра обладает электрической проводимостью и совершает вихреобразные перемещения. Если имеется какое-то небольшое начальное магнитное поле, то земное ядро будет представлять собой некое подобие генератора электрического тока: движение проводника в магнитном поле приведет к возникновению электрического тока, а электрический ток вызовет магнитное поле, которое будет складываться с первоначальным и усилит его. Оба предположения, положенные в основу этой гипотезы, вполне разумны. Часть ядра Земли, в интервале 1,5— 3 тыс. км от центра Земли, ведет себя как жидкое пластичное тело, и перемещения вещества в нем возможны. Вызвать вихревые перемещения конвек-тивного характера может сильный нагрев за счет распада радиоактивных веществ в центральной части ядра или же изменение вещества в самом жидком слое. Первоначальное поле может быть обусловлено хотя бы эффектом Барнета — Эйнштейна. Впоследствии гипотеза Я. И. Френкеля была значительно переработана и развита другими учеными в стройную теорию происхождения магнитного поля Земли. Появилось направление в науке, занимающееся связью движущейся проводящей среды с магнитным полем, — магнитогидродинамика. Удалось выяснить, что проводящая жидкость, движущаяся в магнитном поле, искажает его: магнитные силовые линии как бы захватываются и увлекаются движущейся жидкостью. Жидкая, пластичная часть ядра при вращении увлекает за собой силовые линии начального магнитного поля. В результате образуются два круговых соленоида (вспомните опыты с катушками-соленоидами на уроке физики): две баранки, состоящие из силовых линий магнитного поля, одна из которых опоясывает ядро по широте в Южном полушарии, а другая — в Северном. Вещество жидкого ядра совершает, кроме того, конвективные перемещения, о которых говорилось в гипотезе Френкеля. Взаимодействие этих конвективных движений с кольцевыми полями внутри ядра и приводит к возникновению того магнитного поля, которое мы наблюдаем на поверхности Земли.

Ось такого магнитного поля должна быть близка к оси вращения, а возбужденное таким образом магнитное поле, как показывает теория, будет пульсировать. С этими пульсациями и связаны, очевидно, вариации магнитного момента. Увеличиваясь по амплитуде, пульсации в какой-то момент приводят к изменениям знака магнитного момента — происходит инверсия геомагнитного поля.

14.

Тепловой режим земной коры. Источники геотермального тепла

Тепловой режим земной коры

Критерием теплового состояния земного шара является поверхностный градиент температуры, позволяющий судить о потерях тепла Земли. Экстраполируя градиент на большие глубины, можно в какой-то степени оценить температурное состояние земной коры. Величина, соответствующая углублению в метрах, при котором температура повышается на 1° С, называется геотермической ступенью.

В связи с изменением интенсивности солнечного излучения тепловой режим первых 1,5-40 м земной коры характеризуется суточными и годовыми колебаниями. Далее имеют место многолетние и вековые колебания температуры, которые с глубиной постепенно затухают.

Средняя величина геотермической ступени равна 33 м, и с углублением от зоны постоянной температуры на каждые 33 м температура повышается на 1 °С. Геотермические условия чрезвычайно разнообразны. Это связано с геологическим строением того или иного района Земли. Известны случаи, когда увеличение температуры на 1° С происходит при углублении на 2-3 м.

Эти аномалии обычно находятся в областях современного вулканизма. На глубине 400-600 м в некоторых районах, например Камчатки, температура доходит до 150-200 °С и более.

Температура внутри Земли. Определение температуры в оболочках Земли основывается на различных, часто косвенных данных. Наиболее достоверные температурные данные относятся к самой верхней части земной коры, вскрываемой шахтами и буровыми скважинами до максимальных глубин- 12 км (Кольская скважина). Нарастание температуры в градусах Цельсия на единицу глубины называют геотермическим градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 10 С - геотермической ступенью. Геотермический градиент и соответственно геотермическая ступень изменяются от места к месту в зависимости от геологических условий, эндогенной активности в различных районах, а также неоднородной теплопроводности горных пород. При этом, по данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Примером тому являются два резко различных градиента: 1) 150o на 1 км в штате Орегон (США), 2) 6o на 1 км зарегистрирован в Южной Африке. Соответственно этим геотермическим градиентам изменяется и геотермическая ступень от 6,67 м в первом случае до 167 м - во втором. Наиболее часто встречаемые колебания градиента в пределах 20-50o, а геотермической ступени -15-45 м. Средний геотермический градиент издавна принимался в 30oС на 1 км. По данным В. Н. Жаркова, геотермический градиент близ поверхности Земли оценивается в 20o С на 1 км. Если исходить из этих двух значений геотермического градиента и его неизменности в глубь Земли, то на глубине 100 км должна была бы быть температура 3000 или 2000o С. Однако это расходится с фактическими данными. Именно на этих глубинах периодически зарождаются магматические очаги, из которых изливается на поверхность лава, имеющая максимальную температуру 1200-1250o. Учитывая этот своеобразный "термометр", ряд авторов (В. А. Любимов, В. А. Магницкий) считают, что на глубине 100 км температура не может превышать 1300-1500oС. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн. Таким образом, средний геотермический градиент прослеживается лишь до некоторой относительно небольшой глубины от поверхности (20-30 км), а дальше он должен уменьшаться. Но даже и в этом случае в одном и том же месте изменение температуры с глубиной неравномерно. Это можно видеть на примере изменения температуры с глубиной по Кольской скважине, расположенной в пределах устойчивого кристаллического щита платформы. При заложении этой скважины рассчитывали на геотермический градиент 10o на 1 км и, следовательно, на проектной глубине (15 км) ожидали температуру порядка 150oС. Однако такой градиент был только до глубины 3 км, а далее он стал увеличиваться в 1,5-2,0 раза. На глубине 7 км температура была 120o С, на 10 км -180oС, на 12 км -220o С. Предполагается, что на проектной глубине температура будет близка к 280o С. Вторым примером являются данные по скважине, заложенной в Северном Прикаспии, в районе более активного эндогенного режима. В ней на глубине 500 м температура оказалась равной 42,2o С, на 1500 м-69,9oС, на 2000 м-80,4oС, на 3000 м - 108,3oС. Какова же температура в более глубоких зонах мантии и ядра Земли? Более или менее достоверные данные получены о температуре основания слоя В верхней мантии (см. рис. 1.6). По данным В. Н. Жаркова, "детальные исследования фазовой диаграммы Mg2SiO4 - Fe2Si04 позволили определить реперную температуру на глубине, соответствующей первой зоне фазовых переходов (400 км)" (т.е. перехода оливина в шпинель). Температура здесь в результате указанных исследований около 1600 50o С.

Вопрос о распределении температур в мантии ниже слоя В и ядре Земли еще не решен, и поэтому высказываются различные представления. Можно только предположить, что температура с глубиной увеличивается при значительном уменьшении геотермического градиента и увеличении геотермической ступени. Предполагают, что температура в ядре Земли находится в пределах 4000-5000o С.

16.

Химический состав земной коры изучен достаточно детально - известен ее валовый химический состав и роль химических элементов в минерало- и породообразовании. Труднее обстоит дело с изучением химического состава мантии и ядра. Прямыми методами мы этого пока сделать не можем. Поэтому применяют сравнительный подход. Исходным положением является предположение о протопланетном сходстве между составом метеоритов, упавших на землю, и внутренних геосфер Земли.

Все метеориты, попавшие на Землю, по составу делятся на типы:

1-железные, состоят из Ni и 90% Fe;

2-железокаменные (сидеролиты) состоят из Fe и силикатов,

3-каменные, состоящие из Fe-Mg силикатов и включений никелистого железа.

На основании анализа метеоритов, экспериментальных исследований и теоретических расчетов ученые предполагают (по таблице), что химический состав ядра - это никелистое железо. Правда, в последние годы высказывается точка зрения, что кроме Fe-Ni в ядре могут быть примеси S, Si или О. Для мантии химический спектр определяется Fe-Mg силикатами, т.е. своеобразный оливино-пироксеновый пиролит слагает нижнюю мантию, а верхнюю - породы ультраосновного состава.

Химический состав земной коры включает максимальный спектр химических элементов, который выявляется в многообразии минеральных видов, известных к настоящему времени. Количественное соотношение между химическими элементами достаточно велико. Сравнение наиболее распространенных элементов в земной коре и мантии показывает, что ведущую роль играют Si, Al и О2. Таким образом, рассмотрев основные физические и химические характеристики Земли, мы видим, что их значения неодинаковы, распределяются зонально. Тем самым, давая представление о неоднородном строении Земли.

Минера́л (фр. minéral, от позднелат. minera — руда) — природное тело с определённым химическим составом и кристаллической структурой, образующееся в результате природных физико-химических процессов и являющееся составной частью земной коры, горных пород, руд, метеоритов. Изучением минералов занимается наука минералогия. В последнее время усилиями рекламодателей минералами стали ошибочно называть также биологически значимые элементы (микро- и макроэлементы), входящие в состав биодобавок, что вносит путаницу в терминологию и дезориентирует покупателя.

Минералами считаются также некоторые природные вещества, представляющие из себя в обычных условиях жидкости (например, самородная ртуть, которая приходит к кристаллическому состоянию при более низкой температуре). Воду, напротив, к минералам не относят, рассматривая её как жидкое состояние (расплав) минерала лёд.

Некоторые органические вещества — нефть, асфальты, битумы — часто ошибочно относят к минералам, либо выделяют их в особый класс «органические минералы», целесообразность чего весьма спорна.

Некоторые минералы находятся в аморфном состоянии и не имеют кристаллической структуры. Это относится главным образом к т. наз. метамиктным минералам, имеющим внешнюю форму кристаллов, но находящимся в аморфном, стеклоподобном состоянии вследствие разрушения их изначальной кристаллической решетки под действием жёсткого радиоактивного излучения входящих в их собственный состав радиоактивных элементов (U,Th, и тд.). Различают минералы явнокристаллические, аморфные — метаколлоиды (например, опал, лешательерит и др.) и метамиктные минералы, имеющие внешнюю форму кристаллов, но находящиеся в аморфном, стеклоподобном состоянии.

Кристаллическая структура является и важнейшей диагностической характеристикой минерала, и носителем заложенной в минерале генетической информации, расшифровкой которой среди прочего занимается минералогия. Вопрос о целесообразности отнесения к минералам в порядке «исключений из правила» некоторых некристаллических (жидких или рентгеноаморфных) продуктов является спорным и до сих пор дискутируется учеными. Вместе с тем современные исследования показали, что некоторые аморфные, как считалось ранее, геологические продукты, например опал, устроены сложнее, чем считалось ранее и обладают внутренней «структурой дальнего порядка».

По распространённости минералы можно разделить на породообразующие — составляющие основу большинства горных пород, акцессорные — часто присутствующие в горных породах, но редко слагающие больше 5 % породы, редкие, случаи нахождения которых единичны или немногочисленны, и рудные, широко представленные в рудных месторождениях.

свойства

Важнейшими характеристиками минералов являются кристаллохимическая структура и состав. Все остальные свойства минералов вытекают из них или с ними взаимосвязаны. Важнейшие свойства минералов, являющиеся диагностическими признаками и позволяющие их определять, следующие:

Габитус кристаллов. Выясняется при визуальном осмотре, для рассматривания мелких образцов используется лупа

Твердость. Определяется по шкале Мооса

Блеск — световой эффект, вызываемый отражением части светового потока, падающего на минерал. Зависит от отражательной способности минерала.

Спайность — способность минерала раскалываться по определенным кристалографическим направлениям.

Излом — специфика поверхности минерала на свежем не спайном сколе.

Цвет — признак, с определённостью характеризующий одни минералы (зелёный малахит, синий лазурит, красная киноварь), и очень обманчивый у ряда других минералов, окраска которых может варьировать в широком диапазоне в зависимости от наличия примесей элементов-хромофоров либо специфических дефектов в кристаллической структуре (флюориты, кварцы, турмалины).

Цвет черты — цвет минерала в тонком порошке, обычно определяемый царапанием по шершавой поверхности фарфорового бисквита.

Магнитность — зависит от содержания главным образом двухвалентного железа, обнаруживается при помощи обычного магнита.

Побежалость — тонкая цветная или разноцветная плёнка, которая образуется на выветрелой поверхности некоторых минералов за счёт окисления.

Хрупкость — прочность минеральных зёрен (кристаллов), обнаруживающаяся при механическом раскалывании. Хрупкость иногда увязывают или путают с твёрдостью, что неверно. Иные очень твёрдые минералы могут с лёгкостью раскалываться, то есть быть хрупкими (например, алмаз)

Эти свойства минералов легко определяются в полевых условиях. К другим свойствам минералов относятся, например, оптические свойства: Преломление, Дисперсия и Поляризация, которые характеризуются их оптическими константами: показатель преломления, угол между оптическими осями, оптический знак кристалла, ориентация оптической индикатрисы и др.

18.

Стратиграфия (от лат. stratum — настил, слой и греч. γραφο — пишу, черчу, рисую) — наука, раздел геологии, об определении относительного геологического возраста осадочных горных пород, расчленении толщ пород и корреляции различных геологических образований. Одним из основных источников данных для стратиграфии является палеонтологические определения. В археологии стратиграфией называют взаимное расположение культурных слоев относительно друг друга и перекрывающих их природных пород, установление которого имеет критическую важность для датирования находок (стратиграфический метод датирования, планиграфия).

Стратиграфические подразделения

Различают разные стратиграфические подразделения:

Литостратиграфические подразделения — подразделения, основанные на литологических свойствах совокупности горных пород — пачки, свиты, потоки (для излившихся магматических пород) и др.

Подразделения, ограниченные несогласиями — совокупности пород, ограниченные сверху и снизу значительными перерывами в стратиграфической последовательности — синтемы.

Биостратиграфические подразделения — подразделения, основанные на содержащихся в горных породах ископаемой фауны и флоры — зоны, зоны распространения, зоны обилия, комплексные зоны.

Подразделения магнитостратиграфической полярности — подразделения, основанные на изменениях направления остаточной намагниченности пород — зоны полярности.

Хроностратиграфические подразделения — подразделения, основанные на времени формирования слоев горных пород.

Наиболее хорошо известны хроностратиграфические подразделения и соответствующие им геохронологические подразделения:Стратиграфические подразделения Геохронологические подразделения

Эонотема Эон

Эратема (или группа) Эра

Система Период

Отдел Эпоха

Ярус Век

Эти понятия часто путают, но в стратиграфии речь идет о конкретном слое пород, а в геохронологии — о конкретном отрезке времени (то есть нельзя сказать, что тарбозавры жили в верхнем мелу, но можно сказать, что они жили в позднемеловую эпоху).

Стратиграфические подразделения подчинены строгой иерархии: группы делятся на системы, системы на отделы, отделы на яруса.

Кроме международных подразделений есть и региональные — более мелкие: горизонты, зоны, иногда яруса (например, расчленение неогена Украины и юга России полностью отличается от международного).

24.

Литосфера это твердая внешняя оболочка Земли, земная кора. Мощность Земной коры под океаном 5 - 20 км; под континентом 70 км. В литосфере выделяют массив горных пород, земную поверхность и почвы. Почва это рыхлый поверхностный горизонт суши, способный производить урожай растений. Важнейшее свойство почвы ее плодородие, которое определяется физическими и химическими свойствами почвы. Почва трехфазная среда, включающая твердые, жидкие и газообразные компоненты. Она представляет собой продукт физического, химического и биологического преобразования горных пород, т.е. формируется в результате сложного взаимодействия климата, растений, животных и микроорганизмов. Сама почва постоянно развивается и изменяется, вследствие чего существует большое разнообразие ее типов. В результате перемещения или превращения вещества почва расчленяется на отдельные слои, или горизонты, сочетание которых представляет профиль почвы. Во всех типах почв самый верхний горизонт имеет более или менее темный цвет, зависящий от количества органического вещества. Этот горизонт называется гумусовым или перегнойно-аккумулятивным. Он может иметь зернистую, комковатую или слоистую структуру. Избыток или недостаток гумуса определяет плодородие почвы, т.к. в нем осуществляются сложные обменные процессы, в результате которых образуются элементы питания растений. Выше гумусового горизонта иногда располагается подстилка или дерн, состоящий из разлагающихся растительных остатков и способствующий накоплению влаги и питательных веществ в почве, а также влияющий на тепловой и воздушный режимы почвы. Под гумусовым горизонтом обычно залегает малоплодородный подзолистый горизонт вымывания (в черноземных и темных почвах этот горизонт отсутствует). Еще глубже расположен иллювиальный горизонт (горизонт вмывания), в него вмываются и в нем накапливаются минеральные и органические вещества из вышележащих горизонтов. Еще ниже залегает материнская горная подстилающая порода, на которой формируется почва. Все горизонты представляют собой смесь органических и минеральных элементов. Свыше 50% минерального состава почвы приходится на кремнезем ( Si02), около 1 - 25% на глинозем ( Al2O3), 1 - 10% на оксиды железа (Fe2O3), 0,1 - 5% на оксиды магния, калия, фосфора, кальция (Mg0, К2О, P205, Са0). Органические вещества, поступающие в почву с растительным опадом, включают углеводы (лигнин, целлюлоза, гемицеллюлоза), белковые вещества, жиры, а также конечные продукты обмена у растений воск, смолы, дубильные вещества. Органические остатки в почве разрушаются (минерализуются) с образованием более простых (вода, диоксид углерода, аммиак и др.) веществ или превращаются в более сложные соединения перегной, или гумус. Одна из наиболее важных характеристик почвы ее механический состав, т.е. содержание частиц разной величины. Установлены четыре градации механического состава: песок, супесь, суглинок и глина. От механического состава почвы зависят ее водопроницаемость, способность удерживать влагу, проникновение в нее корней растений и др. Кроме того, каждая почва характеризуется плотностью, тепловыми и водными свойствами. Большое значение для почвы имеет аэрация, т.е. ее насыщенность воздухом и способность к такому насыщению. Химические свойства почвы зависят от содержания минеральных веществ, которые находятся в ней в виде растворенных ионов. Некоторые ионы являются для растений токсичными, другие жизненно необходимыми. Концентрация ионов водорода (рН) в среднем близка к нейтральному значению. Флора таких почв особенно богата видами. В известковых (рН 8) и засоленных почвах (рН 4) развивается только специфическая растительность. Обитающее в почве множество видов растительных и животных организмов активно влияет на ее физико-химические характеристики.

Характерная особенность верхней мантии — ее расслоенность, установленная геофизическими методами исследований. На глубине около 100 км под материками и 50 км под океанами ниже подошвы земной коры находится астеносфера. Это слой, обнаруженный в 1914 г. немецким геофизиком Б. Гутенбергом. В данном слое установлено резкое снижение скорости распространения упругих колебаний, что объясняют размягченностью вещества в нем. Предполагают, что вещество там находится в твердо-жидком состоянии; твердые гранулы окружены пленкой расплава.

Выше астеносферы породы мантии находятся в твердом состоянии и совместно с земной корой образуют литосферу. Таким образом, считается, что мощность литосферы составляет 50—200 км, в том числе земной коры — до 75 км на континентах и 10 км под дном океана.

Ниже астеносферы располагается слой, в котором плотность вещества возрастает, что увеличивает скорость распространения сейсмических волн. Слой назван в честь русского ученого Б. Б. Голицина, впервые указавшего на его существование. Предполагается, что он состоит из сверхплотных разновидностей кремнезема и силикатов.

Верхняя часть земной коры, постоянно видоизменяемая под влиянием механического и химического воздействий погодноклиматических факторов, растений и животных, выделяется в отдельный слой, называемый корой выветривания.

Типы земной коры.

Различают 2 основных вида земной коры: континентальный и океанический и 2 переходных типа - субконтинентальный и субокеанический.

Континентальный тип земной коры имеет мощность от 35 до 75 км., в области шельфа - 20 - 25 км., а на материковом склоне выклинивается. Выделяют 3 слоя континентальной коры: 1 - ый - верхний, сложенный осадочными горными породами мощностью от 0 до 10 км. на платформах и 15 - 20 км. в тектонических прогибах горных сооружений.

2 - ой - средний ╚гранитно - гнейсовый╩ или ╚гранитный╩ - 50 - граниты и 40 % гнейсы и др. метаморфизированные породы. Его средняя мощность - 15 - 20 км. (в горных сооружениях до 20 - 25 км.).

3 - ий - нижний, ╚базальтовый╩ или ╚гранитно - базальтовый╩, по составу близок к базальту. Мощность от 15 - 20 до 35 км. Граница между ╚гранитовым╩ и ╚базальтовым╩ слоями - раздел Конрада.

По современным данным океанический тип земной коры также имеет трехслойное строение мощностью от 5 до 9 (12) км., чаще 6 -7 км.

1 - ый слой - верхний, осадочный, состоит из рыхлых осадков. Его мощность - от нескольких сот метров до 1 км.

2 - ой слой - базальты с прослоями карбонатных и кремниевых пород. Мощность от 1 - 1,5 до 2,5 - 3 км.

3 - ий слой - нижний, бурением не вскрыт. Сложен основными магматическими породами типа габрро с подчиненными, ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами).

Субконтинентальный тип земной поверхности по строению аналогичен континентальному, но не имеет четко выраженного раздела Конрада. Этот тип коры связан обычно с островными дугами - Курильскими, Алеутскими и окраинами материков.

1 - ый слой - верхний, осадочно - вулканогенный, мощность - 0,5 - 5 км. (в среднем 2 - 3 км.).

2 - ой слой - островодужный, ╚гранитный╩, мощность 5 - 10 км.

3 - ий слой - ╚базальтовый╩, на глубинах 8 - 15 км., мощностью от 14 - 18 до 20 - 40 км.

Субокеанический тип земной коры приурочен к котловинным частям окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По строению близок к океаническому, но отличается повышенной мощностью осадочного слоя.

1 - ый верхний - 4 - 10 и более км., располагается непосредственно на третьем океаническом слое мощностью 5 - 10 км.

Суммарная мощность земной коры - 10 - 20 км., местами до 25 - 30 км. за счет увеличения осадочного слоя.

Своеобразное строение земной коры отмечается в центральных рифтовых зонах срединно - океанических хребтов (срединно - атлантический). Здесь, под вторым океаническим слоем располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества (V = 7,4 - 7,8 км / с). Предполагают, что это либо выступ аномально разогретой мантии, или смесь корового и мантийного вещества.

25.

Геодинамические процессы. Процессы, происходящие внутри Земли за счет энергии, выделяющейся в результате развития материи в глубоких недрах, называются внутренними или эндогенными, а процессы взаимодействия земной коры с наружными оболочками планеты получили название внешних или экзогенных.

Геодинамические процессы

Эндогенные (внутренние) процессы

Облик нашей планеты не является чем-то застывшим, раз и навсегда сформировавшимся. Благодаря разнообразным геодинамическим процессам происходит постоянное видоизменение земной коры и ее поверхности, создаются условия для возникновения новых горных пород и разрушения уже существующих. Эти процессы делят на две большие группы - эндогенные (внутренние) и экзогенные (внешние). Геодинами-ческие процессы тесно связаны в пространстве и во времени, а само их взаимодействие имеет сложный и во многом противоречивый характер.

Рассмотрим основные геодинамические процессы и некоторые результаты их взаимодействия. Эндогенными называют процессы, вызванные преимущественно внутренними силами Земли и происходящие в ее недрах. Они обусловлены энергией, выделяемой при развитии вещества Земли, действием силы тяжести и сил, возникающих при вращении Земли, а проявляются в виде тектонических движений (медленные поднятия и опускания земной коры, складчатости, образование крупных элементов рельефа, землетрясения), процессов магматизма (выплавления, перемещения и застывания магмы), метаморфизма горных пород и формирования месторождений полезных ископаемых

Тектонические движения приводят к деформациям (нарушениям) верхних частей земной коры. Выделяют разрывные нарушения, сопровождаемые перемещением разорванных частей геологических тел друг относительно друга, и складчатые нарушения, когда происходит изменение залегания слоев без изменения сплошности горных пород, т.е. возникают изгибы пластов - складки; процесс их образования называют складкообразованием или складчатостью.

Тектонические движения можно разделить на горизонтальные и вертикальные. Горизонтальные движения играют значительную роль в формировании литосферы и рельефа земной поверхности и находятся в фокусе внимания тектоники литосферных плит, которая в настоящее время стала, пожалуй, наиболее универсальной концепцией, объясняющей многие явления на Земле.

Магматизм - процесс выплавления магмы, ее дальнейшего развития, перемещения, взаимодействия с твердыми горными породами и застывания. Магма - это расплавленная масса, образующаяся в глубинных зонах Земли. При внедрении магмы в земную кору или при ее излиянии на поверхность Земли формируются магматические горные породы. Магма периодически образует отдельные очаги в разных по составу и глубинности оболочках Земли.

Магматизм - проявление глубинной активности Земли, тесно связан с ее развитием, тепловой историей и тектонической эволюцией. По глубине проявления магматизм разделяют на абиссальный (глубинный), гипабиссальный (проявившийся на небольшой глубине) и поверхностный (вулканизм). В результате магматизма формируются: интрузивные тела и горные породы - в процессе внедрения в толщу земной коры расплавленной магмы и эффузивные - в процессе излияния жидкой лавы из глубин Земли на поверхность с образованием лавовых покровов и потоков.

Преобразованию земной поверхности в огромной мере способствуют флювиалъные (эрозионно-аккумулятивные) процессы - совокупность процессов, осуществляемых текучими поверхностными водными потоками. Водные потоки разделяют на постоянные (реки) и временные, а временные в свою очередь - на русловые (овраги и балки) и нерусловые (склоновые) [15]. Результатом флювиальных процессов является размыв водными потоками земной поверхности в одних местах и одновременный перенос и отложение продуктов размыва в других, в результате чего в одно и то же время образуются

как выработанные (эрозионные), так и аккумулятивные формы рельефа.

Флювиальные процессы развиваются в пределах речных бассейнов, в которые входят речные, овражно-балочные и склоновые системы. Центральным элементом речных бассейнов являются реки- водные потоки, текущие в естественных руслах и питающиеся за счет поверхностного и подземного стока со своих бассейнов. Реки разделяются на две группы: горные реки с быстрым течением, текущие обычно в узких долинах, и равнинные реки, имеющие более медленное течение и широкие террасированные долины. Наиболее крупные реки: в Российской Федерации - Обь, Енисей, Амур, Лена, Волга; в зарубежных странах - Нил, Миссисипи, Амазонка, Янцзы. Реки характеризуются своим режимом - изменением уровней, расходом, скоростью течения, температурой воды и другими явлениями, зависящими главным образом от характера питания рек и климатических условий местности, по которой они протекают. Суммарный годовой сток рек в Мировой океан -42 тыс. км3. Реки - важнейший элемент природной среды: источник питьевой и промышленной воды, естественный водный путь, постоянно возобновляемый источник гидроэнергии, местообитание рыб и других пресноводных организмов, а также водной растительности.

Гляциалъные процессы - процессы, связанные с деятельностью льда, т.е. с современным или прошлым оледенением территории. Такие процессы могут развиваться при условии оледенения некоторой территории - достаточно длительного существования большого количества льда в пределах участка земной поверхности, в первую очередь в виде ледников - движущихся скоплений льда. Эрозионная деятельность ледников (экзарация) сводится к выпахиванию коренного ложа ледника обломками горных пород, вмерзшими в движущийся лед, аккумулятивная деятельность -к формированию специфических отложений в виде скопления несортированных обломков горных пород, переносимых или отложенных ледниками образований, - морены. В геологическом прошлом наиболее крупные колебания климата приводили к чередованию ледниковых эпох (ледниковий) и межледниковий. В наиболее близкое к нам время - в плейстоцене - насчитываются шесть ледниковых периодов и пять межледниковий. В результате таяния

ледников образуются мощные водные потоки, которые формируют флювиогаяциальные отложения (отложения водно-ледниковых потоков) и рельеф. В районах, характеризующихся отрицательной температурой горных пород и почв, наличием подземных льдов и многолетней мерзлоты, получили распространение специфические, криогенные процессы: пучение и наледеобразование; криогенное выветривание, морозная сортировка, криогенный крип, солифлюк-ция и др.; морозное растрескивание; термокарст.

Карстовые процессы - процессы растворения, или выщелачивания, и отчасти размыва трещиноватых растворимых горных пород движущимися подземными и поверхностными водами и связанное с этим образование специфических карстовых запа-динных форм рельефа на поверхности Земли и различных пустот, каналов и пещер в глубине. Помимо карстовых выделяют процессы псевдокарста (ложного карста), когда происходит образование форм, внешне напоминающих карст, но обусловленных иными процессами.

Эоловые процессы - процессы, обусловленные деятельностью ветра: выдувание или развевание рыхлого материала (дефляция), обтачивание и разрушение твердых пород обломочным материалом, влекомым ветром (корразионные ниши и эоловые <каменные грибы>, <каменные столбы> и т.д.), перенос эолового материала и его аккумуляция (грядовые пески, барханы, барханные цепи и параболические дюны и пр.). Эти процессы распространены в местах разряженного растительного покрова и сильных ветров.

Береговые морские процессы происходят в пределах береговой зоны, на границе суши и океана. В результате трансформации и рассеивания энергии морских волн при взаимодействии с литосферой формируются абразионные берега - высокие отступающие берега водоемов и аккумулятивные берега - наступающие берега, сложенные наносами, приносимыми волнами и прибоем. В результате действия поперечного перемещения наносов формируется пляж - скопление наносов в зоне прибойного потока. Считается, что с процессом поперечного перемещения наносов связано также образование подводных валов - аккумулятивных форм, сложенных обычно песчаным материалом и тянущихся вдоль берега параллельно друг другу.

В пределах дна Мирового океана распространены гравитационные процессы - процессы, в возникновении и развитии которых основная роль принадлежит силе тяжести. В настоящее время среди гравитационных процессов дна Мирового океана выделяют процесс медленного сползания или оплывания толщ осадков на относительно пологих склонах (крип); подводные оползни; мутьевые потоки - течение водной суспензии твердых частиц; донные и постоянные поверхностные течения, формирующие огромные осадочные хребты; донная аккумуляция, ведущая к изменению рельефа дна за счет погребения коренных неровностей. Большую роль в формировании экзогенных форм рельефа дна Мирового океана играет биогенный фактор - деятельность рифостроителей, накопление рыхлого материала в результате отмирания организмов, разрушение и разрыхление горных пород вследствие деятельности различных камнеточцев, переработка донных грунтов илоедами и т.д.

Усиливающееся воздействие человека на земную поверхность обусловливает необходимость изучения антропогенных рельефа и отложений - совокупности форм земной поверхности и отложений, измененных или созданных деятельностью человека. Различают сознательно созданные формы антропогенных рельефа и отложений, производимые при мелиорации (террасирование и обвалование склонов, постройка оросительных и дренажных сетей), строительстве (насыпи, выемки, каналы, дамбы) и др., и стихийно возникающие в результате неправильного ведения сельского и лесного хозяйства, подземного строительства, прокладки дорог и т.п. (овраги, оседание поверхности над горными выработками, подвижные пески и др.).

Кроме представленных выше следует указать космогенный процесс, связанный с падением метеоритов, которые оставляют следы в виде кратеров. Помимо крупных тел на поверхность Земли попадает космическое вещество в виде пыли и микрометеоритов, количество которого в общем балансе рыхлых отложений, перемещающихся на поверхности рельефа, невелико.

Магматизм — термин, объединяющий эффузивные (вулканизм) и интрузивные (плутонизм) процессы в развитии складчатых и платформенных областей. Под магматизмом понимают совокупность всех геологических процессов, движущей силой которых является магма и её производные.

Магматизм является проявлением глубинной активности Земли; он тесно связан с ее развитием, тепловой историей и тектонической эволюцией.

Выделяют магматизм:

геосинклинальный,

платформенный,

океанический,

магматизм областей активизации.

По глубине проявления:

абиссальный,

гипабиссальный,

поверхностный.

По составу магмы:

ультраосновной,

основной,

кислый,

щелочной.

В современную геологическую эпоху магматизм особенно развит в пределах Тихоокеанского геосинклинального пояса, срединно-океанических хребтов, рифтовых зон Африки и Средиземноморья и др. С магматизмом связано образование большого количества разнообразных месторождений полезных ископаемых.

26.

Причина магматизма

Происхождение огромного объема магм, излившихся на сибирской платформе, также является предметом научных споров. Существует две основных теории относительно их происхождения. Одни исследователи полагают (например Н. Л. Добрецов), что сибирские траппы образовались в результате подъема огромного плюма (суперплюма). В качестве доказательства приводятся геохимические данные, например о наличии в некоторых базальтах повышенных отношений He3/He4, что может указывать на их происхождение из нижнемантийного источника.

Другие исследователи считают, что этот магматический этап не имеет к плюмам никакого отношения. При приближении к поверхности массы горячего мантийного вещества на поверхности должно произойти поднятие коры, так как горячее вещество имеет пониженную. плотность. Однако геологическое изучение сибирских траппов показало, что ни во время извержений, ни до них, поднятие не происходило.

Сибирские траппы почти везде подстилаются терригенными угленосными отложениями тунгусской серии. Её возраст от среднего карбона до поздней перми, а мощность от 100 – 150 до 1400 м. Систематическими исследованиями условий осаждения серии было показано (обзор Czamanske et al. 1998), что её формирование происходило при оседании сбалансированном осадконакоплением. В окружающих районах, которые в это время испытывали денудацию и снабжали области накопления тунгусской сери обломочным материалом, трапповый магматизм проявился слабо или его совсем не было.

Пермские породы тунгусской образовывались в мелководных условиях, они содержат лагунные фации и залежи углей. Установлено более 20 месторождений, а общая мощность углей достигает 36 метров. Возможно, что трапповые базальты перекрыли крупнейший в мире угольный бассейн.

Тип осадконакопления тунгусской серии не менялся с середины карбона до конца перми. Если в это время к поверхности поднимался плюм – большой объем разогретого мантийного вещества, то так как нагретые породы имеют меньшую плотность, то их подъем должен был сопровождаться поднятием поверхности Земли. В расположенном над плюмом регионе это бы отразилось уменьшением глубины осадконакопления или прекращением накопления осадков и возникновением несогласия. Так как свидетельства поднятия поверхности в осадочной летописи не обнаружены, то и концепция мантийного плюма как источника магматизма ставится авторами под сомнение.

Причины траппового магматизма вызывают среди геологов множество споров. Траппы являются одним из самых грандиозных природных процессов и и причина их вызывающая должна быть соответствующе масштабной.

Наиболее распространенной точкой зрения, является теория о образовании траппов в результате поднятия из глубин Земли (возможно от границы с мантии с ядром) крупных потоков горячего мантийного вещества — плюма. При этом когда плюм достигает низов литосферы, начинается её плавление и образуются насыщенные летучими компонентами расплавы, которые прорываются на поверхность в виде кимберлитов. Затем голова плюма продолжает движение вверх, и вовлекает в плавление всё большие объемы литосферной мантии, в результате чего формируется основной объем базальтовых расплавов. Ударившись о континетальную кору, плюм растекается под ней и вызывает магматизм на периферии области, захваченой трапповым магматизмом.

В частности, образоввание сибирских траппов связывают с сибирским суперплюмом.

Плюмовая тория образования траппов подвергается критике, так как неясно, чем эти плюмы отличаются от мантийных потоков, которые создают долгоживущие горячие точки, типа Гавайской.

27.

Магма (греч. — месиво, густая мазь) представляет собой природный, чаще всего силикатный, огненно-жидкий расплав, возникающий в земной коре или в верхней мантии, на больших глубинах, и при остывании формирующий магматические горные породы. Излившаяся магма — это лава.Содержание [убрать]

1 Химический состав магмы

2 Разновидности магмы

2.1 Базальтовая магма

2.2 Гранитная магма

3 Кристаллизация магмы

4 См. также

5 Ссылки

[править]

Химический состав магмы

В магме содержатся практически все химические элементы таблицы Менделеева, среди которых: Si, Аl, Fе, Са, Мg, К, Ti, Na, а также различные летучие компоненты (окислы углерода, сероводород, водород, фтор, хлор и др.) и парообразная вода. Летучие компоненты при кристаллизации магмы на глубине частично входят в состав различных минералов (амфиболов, слюд и прочих). В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щёлочно-карбонатного (вулканы Восточной Африки) или сульфидного. По мере продвижения магмы вверх, количество летучих компонентов сокращается. Дегазированная магма, излившаяся на поверхность, называется лавой.

[править]

Разновидности магмы

[править]

Базальтовая магма

Базальтовая (основная) магма, по-видимому, имеет большее распространение. В ней содержится около 50 % кремнезема, в значительном количестве присутствуют алюминий, кальций, железо и магний, в меньшем — натрий, калий, титан и фосфор. По химическому составу базальтовые магмы подразделяются на толеитовую (перенасыщенна кремнезёмом) и щёлочно-базальтовую (оливин-базальтовую) магму, (недонасыщенную кремнезёмом, но обогащённую щелочами).

[править]

Гранитная магма

Гранитная (риолитовая, кислая) магма содержит 60—65 % кремнезёма, она имеет меньшую плотность, более вязкая, менее подвижная, в большей степени чем базальтовая магма насыщена газами.

В зависимости от характера движения магмы и места её застывания различают два типа магматизма: интрузивный и эффузивный. В первом случае магма остывает и кристаллизуется на глубине, в недрах Земли, во втором — на земной поверхности.

[править]

Кристаллизация магмы

Любой магматический расплав состоит из жидкости, газа и твёрдых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т.п. меняются расплав и образовавшиеся в нём ранее кристаллы минералов — одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объём магмы непрерывно эволюционирует.

Процесс продвижения магмы в земной

коре называется интрузией. Магма интрудирует, движется с мощным

гидравлическим напором, смещая блоки горных пород, раздвигая трещины,

а где необходимо, и попросту проплавляя себе путь. Ведь температура ее

достаточно высока - 800-1500 градусов. Случается так, что магма,

стремясь к земной поверхности, теряет свою силу. Это часто обусловлено

перекрытием каналов, соединяющих данный поток с питающим глубинным

источником. Магма становится пассивной, «тихой» и постепенно остывает.

Проходят сотни, тысячи, а иногда и миллионы лет, и магма наконец

целиком кристаллизуется, превращается в твердые магматические горные

породы.

Еще при движении вверх, теряя свою тепловую энергию и попадая в

области со все меньшим давлением, магма начинает выделять кристаллы

наиболее тугоплавких минералов (кварц, оливин, пироксены). Из нее

«уходят» газы и водные растворы, начинающие далее в земной коре свое

собственное существование в виде гидротерм.

Достигнув поверхности земли, магма попадает в столь необычную для

нее обстановку (около 100 градусов и пониженное давление), что

незамедлительно начинает к ней приспосабливаться. Это приспособление,

сопровождающееся мощным избавлением от газов, паров, взрывами,

выбросами бомб и пепла, излиянием лав, - и есть внешняя сторона

вулканических явлений.

Свойства глубинных магм мы не можем пока определять

непосредственно. Их температуру научились устанавливать косвенно,

например, по термическому воздействию на вмещающие породы. А химический

состав приблизительно воспроизводится путем анализа магматических

горных пород. Почему приблизительно? Да потому, что горные породы и их

материнские магмы существенно отличаются друг от друга: из магм, при

кристаллизации и превращении в твердые тела, выделяются легколетучие

соединения, газы, пары воды, забирающие одновременно часть рудных

металлов. Душа магмы покидает ее умирающее тело.

А изливающиеся из вулканов лавы? Разве это не удивительно

благоприятная возможность исследовать магмы? Увы, и здесь до

поверхности Земли добирается не сама магма, а ее дегазированная,

обессиленная разновидность. Магма при снятии давления «вскипает»

многочисленными пузырями выделяющихся газов. Чаще всего это происходит

в подводящем канале или в самом жерле вулкана. Закупорка канала

заставляет газы накапливаться. Их давление все увеличивается, и,

наконец, происходит взрыв, силы которого бывает часто достаточно,

чтобы снести вершину вулкана или разворотить, разрушить его целиком.

Взрывы колоссальной силы сопровождают подводные излияния или

проникновение поверхностных вод в вулканический аппарат. Трагедия

Таинственного острова совсем не преувеличена Жюлем Верном.

Лавы обладают одним очень важным свойством, объясняющим многие

вулканические явления. Это свойство - вязкость. Для наглядности ее

можно охарактеризовать как сопротивление, оказываемое жидкостью на

движущееся в ней тело. Очень легко, почти без ощутимого противодействия

перемещается чайная ложка в стакане воды. В подсолнечном масле это

сделать уже труднее. В стакане с медом вращать ложку быстро можно лишь

с трудом, а в битуме она попросту погнется. Дело в том, что этот ряд

жидкостей - вода, масло, мед, битум - соответствует ряду с

увеличивающейся вязкостью.

И у магмы различная вязкость. Она несоизмерима больше, чем вязкость

воды или подсолнечного масла, но уже вполне может сравниться с

вязкостью слабо подогретого гудрона. Это свойство при прочих равных

условиях зависит от химического состава магмы, ее температуры и

содержания газов. Чем больше в ней кремнезема, тем больше вязкость,

густота. Чем выше температура, тем меньше вязкость, плотность. И

наконец, чем больше в ней растворено газов, тем более она жидкая. От

величины вязкости зависит очень интересное природное явление -

погружение или всплытие выделившихся в магме кристаллов минералов.

Впервые возможность такого гравитационного разделения отметил Чарльз

Дарвин.

Базальтовые лавы - широко распространенные на планете, известные во

все геологические периоды - содержат 45 процентов кремнезема. Они самые

текучие, жидкие, наименее вязкие. Г. Макдональд, американский

вулканолог, человек решительный и мужественный, непосредственно измерил

их, плавая на огнеупорной лодке в скафандре по лавовому озеру вулкана

Килауэа на о. Гавайи. Вязкость оказалась около 500-3000 пуаз

(физических единиц вязкости). Для сравнения можно привести аналогичную

величину некоторых жидкостей: эфир - 0,002; вода - 0,010; спирт -

0,012; ртуть - 0,016; глицерин - 8,500; масла смазочные - 0,500-10.

Вязкость определяет «подвижность» магм и лав. Отмечено в одном

случае, что поток лавы вдоль долины реки достигал длины до 80 км и

двигался со скоростью порядка 30 км/час! Еще пример. В 1783 году из

трещинного вулкана Лаки в Исландии излилось более 12 км3 лавы на площади в 565 км2. Базальтовые лавовые покровы на полуострове Индостан занимают около 600 000 км2.

Не менее обширны подобные территории в Восточной Сибири. В Южной

Америке, в бассейне реки Параны базальтовые лавы «захватили» около 1

200 000 км2, а их объем составляет примерно 650 000 км3.

Гранитные лавы (их называют липаритами, или «кислыми» лавами)

содержат 70-85 процентов кремнезема, чем и обусловлена их исключительно

высокая вязкость. Именно благодаря этому в вулканах часто возникают

пробки в жерле и как следствие - мощные взрывы. «Игла» вулкана Мон-Пеле

на Мартинике представляла собой такую пробку, вытолкнутую из жерла

вИнтрузивный магматизм - процесс внедрения и застывания магмы в породах земной коры с образованием на разных глубинах своеобразных интрузивных форм.

Идеализированный разрез зоны субдукции состоит из:

глубоководный желоб;

островная дуга;

осадки;

литосферная плита;

астеносфера;

гипоцентры землятресений;

вулканы и зоны магмообразования;

условные линии равных температур;

увеличение содержания оксида калия вкрест простирания фронта вулканизма в островной дуге, стрелки- направление движения масс.

К глубинным относятся секущие и пластовые жилы.

а) секущие жилы пересекают слой горных пород под различными углами, называются дайками. Образуются в результате растяжения горных пород и заполнения пространства магмой. Породы: порфириты, гранит - порфиры, диабазы, негматиты.

б) пластовые жилы - силлы - залегают согласно с вмещающими породами, образуются в результате раздвигания магмой этих пород.

К глубинным также относятся:

лополит (чаша) S = 300 км2, m - 15 км. в поперечнике, характерен для платформ;

факолит (чечевица) - образуется одновременно со складками; S ~ 300 км2, m ~ 10 км, характерен для

лакколит - грибообразный, верхние слои приподняты; S - 300 км2, m - 10 - 15 км.

Различают глубинные формы такие как:

батолиты - крупные гранитные интрузии, S - сотни и тысячи км2, в глубину - неопределено.

штоки - столбообразные тела, изометричные, S < 100 - 150 км2.ысоко вверх.

Виды интрузии

Магма, продвигаясь вверх, может остановиться на глубине 5—6 км и менее и там будет в течение многих сотен тысяч лет медленно остывать. А может приблизиться к поверхности Земли, но всё же не выйти на неё. Поэтому в зависимости от глубины застывания магмы интрузивные породы подразделяются на несколько основных типов. Во-первых, приповерхностные, или су б вулканические (т.е. почти вулканические). В этом случае магма застыла очень близко к поверхности Земли, но всё-таки не излилась на неё в виде лавовых потоков, а начала остывать и кристаллизоваться на глубинах в несколько сотен метров. Во-вторых, среднеглубинные с глубиной формирования от 0,5—0,6 до 1—1,5 км; и, в-третьих, глубинные — более 1—1,5 км. Глубинные интрузивные породы имеют очень характерный облик. Если такую породу отполировать, то можно отчётливо увидеть, что вся она состоит из минералов, кристаллы которых тесно соприкасаются друг с другом.

Именно такие полнокристаллические глубинные интрузивные породы можно видеть в архитектурных ансамблях Санкт-Петербурга, где ими облицованы набережные, цоколи домов и дворцов. Из них выточены колонны Исаакиевского и Казанского соборов, созданы пьедесталы многих известных памятников (например, знаменитого Медного всадника), возведены стены Петропавловской крепости. Чаще всего при строительстве использовались граниты, называемые рапакиви (от финск. «рапакиви» — «гнилой камень»): розоватые породы с крупными округлыми кристаллами полевого шпата (ортоклаза), по краям которых видна более светлая каёмка другого полевого шпата — олигоклаза. Граниты рапакиви распространены в Карелии и Финляндии. Образовались они 1,7 млрд лет назад на глубинах в несколько километров и впоследствии, в результате поднятия, очутились на поверхности Земли, т.к. все вышележащие породы оказались разрушены и смыты эрозионными процессами.

Когда на глубинах 20—60 км начинают плавиться горные породы, то сначала образуются лишь тонкие плёнки жидкости между кристаллами. Потом они сливаются в капельки, которые тоже объединяются друг с другом и начинают пробивать себе путь наверх. Сделать это очень трудно из-за огромного давления на таких глубинах. Но это же давление и помогает как бы выжимать расплав вверх, на «верхние этажи» земной коры, где на глубинах в несколько километров силы магмы оказываются на исходе и она, остывая, уже не может двигаться, образуя различные по форме интрузивные тела.

Они могут иметь вид гриба, колокола, лепёшки, шара, столба, пластины, доски и т.д. Чтобы как-то разобраться в таком многообразии форм интрузий, геологи договорились, как их называть, и выработали определённые правила.

Интрузивные тела меньших размеров разделяются по условиям залегания во вмещающих породах на согласные и секущие. Согласные тела формируются между пластами пород - это силлы, лакколиты и лополиты.

Если магма застывает в трещинах пересекающих напластование пород, то образуются секущие тела - это жилы и дайки. Для них характерна небольшая мощность (несколько м) и значительная длина (до нескольких км ). Пример - Материнская дайка в Южной Африке.

Батолит — крупный интрузивный массив, имеющий преимущественно секущие контакты и площадь более 100 км²3. Форма в плане обычно удлиненная, иногда изометричная. Часто батолиты имеют площадь измерямую десятками тысяч км². Например, Андский батолит имеет длину 1200км при ширине 100км.

Слово батолит происходит от греческих слов «батос» — глубина и «литос» — камень. Так называли батолиты, так как считали их бездонными — уходящими вглубь земной коры на неопределенное расстояние. Однако с появлением геофизических методов исследования было установленно, что мощность батолитов, составляет 3 — 15км. Таким образом, батолит имеют форму гигантской линзы.

По глубине формирования относятся к классу абиссальных интрузий. Основная фаза внедрения в батолитах представлена интрузивными породами кислого или среднего состава — гранитами, гранодиоритами, диоритами. Однако, с гранитоидными батолитами часто связаны интрузии габброидов и дайки лампрофиров.

Наиболее крупные гранитные батолиты формируются в коллизионных зонах и на активных континентальных окраинах. Батолиты, преимущественно диоритового состава обнаружены в корневых частях глубоко эродированных островных дуг.

[править]

Примеры крупнейших батолитов

Андский батолит

Ангаро-Витимский батолит

Зерендинский батолит

28.

Интру́зия (интрузивный массив) — геологическое тело, сложенное магматическими горными породами, закристаллизовавшимися в глубине земной коры.

По взаимоотношениям с вмещающими породами выделяют согласные и несогласные интрузии. Контакты согласных интрузий конформны слоистости вмещающих пород. К согласным интрузиям относятся силлы, лакколиты, лополиты. Несогласные интрузии — дайки, штоки, батолиты; все они имеют секущие контакты, срезающие структурные элементы вмещающих толщ.

При классификации интрузий используются также такие признаки, как форма и размер тел. По глубине формирования выделяют приповерхностные, среднеглубинные (гипабиссальные) (0,5—1,5 км), и глубинные, или абиссальные (более 1,5 км) интрузии.

Глубинные интрузии сложены полнокристаллическими магматическими породами, в то время как малоглубинные часто имеют порфировые и афировые структуры. Интрузии слагают значительные части земной коры, как океанической, так и континентальной.

[править]

Морфологические типы интрузий

Батолит

Лакколит

Лополит

Шток

Силл

Дайка

[править]

Знаменитые интрузии

Бушвельдский массив (ЮАР) — один из самых больших интрузивов, сложен породами от дунитов до гранитов, содержит огромное месторождение платины — риф Меренского.

Великая дайка (ЮАР) — одна из самых протяженных даек на Земле. Длина 2 000 км.

Сёдбери (Канада). Крупный расслоенный массив.

Хибины (Россия, Кольский полуостров). Расслоенный интрузим с месторождениями апатита, редких элементов, нефелина и тп. На Хибинах найдено огромное число новых и редчайших минералов.

Ловоозерский массив (Россия, Кольский полуостров)

Баргузинский батолит (Россия, Прибайкалье) — самый большой батолит в мире.

Скергардский интрузив (Гренландия) — расслоенная интрузия, на которой были построены первые петрологические модели; классический объект.

Маскокс (Канада) — идеальный лополит.

Силл (синонимы — пластовая интрузия, интрузивная залежь) — интрузивное тело, имеющее форму слоя, контакты которого параллельны слоистости вмещающей толщи. Силлы образуются при внедрении магмы вдоль поверхностей напластования. Протяженность силлов может достигать 300 км при мощности (толщине) в несколько метров. Мощность силлов колеблется от десятков сантиметров до 600 м, но чаще встречаются силлы мощностью от 10 до 50 м. Силлы часто дифференцированы.

Силлы являются гипабиссальными интрузиями и сложены, как правило, породами основного состава (диабазами, долеритами, габброидами).

Нередко межслойные инъекции магмы образуют серию залежей, расположенных одна над другой и соединенных между собой ответвлениями, секущими вмещающие породы.

Существует проблема различения силлов и вулканических покровов.

Силлы образуются в тектонической обстановке растяжения. Они характерны для чехлов платформ, особенно типичны силлы для трапповой формации.

Сибирские траппы

Лакколит (греч. lakkos — яма, углубление и lithos — камень) — интрузивный массив, имеющий в разрезе грибообразную или куполообразную форму кровли и относительно плоскую подошву. Они образуются вязкими магмами, как правило кислого состава, поступающими либо по дайкообразным подводящим каналам снизу, либо из силла, и, распространяясь по слоистости, приподнимают вмещающие вышележащие породы, не нарушая их слоистости Лакколиты встречаются поодиночке, либо группами. Размеры лакколитов сравнительно небольшие — от сотен метров до нескольких километров в диаметре .

Особую разновидность лакколитов представляют бисмалиты (греч. bysma — пробка и lithos — камень) представляет собой позднюю стадию формирования лакколита. В тех случаях, когда давление вязкой (кремнекислотной) магмы превышает вес вышележащих слоев, в кровле лакколита может появится система трещин, куда внедряется магма с образованием секущего цилиндрического тела. Бисмалиты могут достигать поверхности Земли или оканчиваться в толще осадочных пород, приподнимая их в виде купола.

Лополит — согласная, межпластовая интрузия блюдцеобразной формы. Лополиты сложены преимущественно породами основного и ультраосновного состава.

Наиболее известным примером интрузий этого типа является лополит Бушвельда в Южной Африке, длина которого превышает 300 км.

Дайка — интрузивное тело с секущими контактами, длина которого во много раз превышает ширину, а плоскости эндоконтактов практически параллельны. По сути дайка представляет собой трещину, которая была заполнена магматическим расплавом. Дайки обладают длиной от десятков метров до сотен километров и шириной от нескольких cантиметров до 5—10 км.

Дайки относятся к классу малоглубинных (гипабиссальных) интрузий. Породы, их слагающие, имеют неполнокристаллические, порфировые или афировые структуры, что связано с быстрым охлаждением и кристаллизацией расплава. Дайки характерны для любых областей проявления магматических процессов: ассоциируют с силлами и вулканическими покровами, являются подводящими каналами вулканических аппаратов, прорывают гранитные батолиты на поздних стадиях формирования последних.

Однако наиболее распространены дайки в океанической коре, формирующейся в результате спрединга. Комплекс параллельных даек субвулканических пород основного состава — диабазов, долеритов, является одним из главных индикаторов геодинамической обстановки спрединга.

Многочисленные субпараллельные дайки пород основного состава характерны также для внутриконтинентальных рифтовых зон и пассивных континентальных окраин. Внедрение таких даек является показателем рифтогенеза и раскола континентальной литосферы.

Шток (нем. Stock — палка, ствол) — интрузивное тело, в вертикальном разрезе имеющее форму колонны. В плане форма изометричная, неправильная. Штоки относятся к типу несогласных интрузий. От батолитов отличаются меньшими размерами.

Батолит — крупный интрузивный массив, имеющий преимущественно секущие контакты и площадь более 100 км²3. Форма в плане обычно удлиненная, иногда изометричная. Часто батолиты имеют площадь измерямую десятками тысяч км². Например, Андский батолит имеет длину 1200км при ширине 100км.

Слово батолит происходит от греческих слов «батос» — глубина и «литос» — камень. Так называли батолиты, так как считали их бездонными — уходящими вглубь земной коры на неопределенное расстояние. Однако с появлением геофизических методов исследования было установленно, что мощность батолитов, составляет 3 — 15км. Таким образом, батолит имеют форму гигантской линзы.

По глубине формирования относятся к классу абиссальных интрузий. Основная фаза внедрения в батолитах представлена интрузивными породами кислого или среднего состава — гранитами, гранодиоритами, диоритами. Однако, с гранитоидными батолитами часто связаны интрузии габброидов и дайки лампрофиров.

Наиболее крупные гранитные батолиты формируются в коллизионных зонах и на активных континентальных окраинах. Батолиты, преимущественно диоритового состава обнаружены в корневых частях глубоко эродированных островных дуг.

29.

Текстуры магматических пород

Автор: Гость | 15.10.2008

Строение горных пород | Просмотров: 1136

Распространенные текстуры магматических пород:

массивная – различные минералы в породе расположены без каких-либо признаков их ориентировки вперемешку (рис. 3)

Рис. 3. Гранит (а), диорит (б). Полнокристаллическая структура, массивная текстура

пятнистая - светлые и темные минералы в породе сгруппированы отдельными пятнами (рис. 4);

Рис. 4. Габбро. Пятнистая текстура

шлаковая - в породе крупные поры или каверны (базальт);

миндалекаменная - пустоты породы заполнены вторичными минералами (рис. 5).

Рис. 5. Эффузивная порода. Миндалекаменная текстура

По структуре и текстуре устанавливается тип породы, то есть относится она к интрузивной или эффузивной. Все интрузивные породы имеют полнокристаллическую структуру, массивную или пятнистую текстуру, а эффузивные - преимущественно стекловатую, порфировую, скрытокристаллическую структуру, массивную, шлаковую, миндалекаменную текстуры.

Структуры, обусловленные сочетанием главных породообразующих минералов различной степени идиоморфизма, называются гипидиоморфнозернистыми (граниты, сиениты, диориты). При отсутствии у минералов правильных огранений образуются породы с паналлотриоморфными структурами. Одновременное выпадение из расплава полевого шпата и кварца создаёт пегматитовую, или графическую, структуру прорастаний этих минералов (см. Пегматитовая структура). По относительной величине кристаллов различают структуры равномерно- и неравномернозернистые, а среди последних — порфировую и порфировидную (см. Порфировая структура). Порфировидными называются структуры, у которых масса породы является мелко- или среднезернистой и содержит крупные порфировые выделения отдельных минералов (порфировые вкрапленники).

Среди текстур в интрузивных породах выделяются прежде всего массивные, или однородные, текстуры, когда все минералы равномерно распределены по породе, имеющей в любом участке приблизительно одинаковые состав и структуру. Широко распространены также неоднородные — такситовые — текстуры. Полосчатая и флюидальные текстуры с ориентированным расположением минералов возникают в условиях движения кристаллизующейся магмы. Такситовые текстуры могут быть обусловлены неравномерным распределением цветных минералов (роговая обманка, биотит) или чередованием участков различной зернистости.

Для жильных и эффузивных горных пород характерна порфировая структура, обусловленная быстрой кристаллизацией магмы, связанной с потерей летучих компонентов и охлаждением; иногда эта структура наблюдается в краевых частях интрузивных тел. Она обусловлена наличием у породы плотной (афанитовой) основной массы, в которой содержатся крупные выделения минералов — вкрапленники. Структуры эффузивных пород, не содержащих вкрапленников, называются афанитовыми. Среди структур основной массы по соотношению стекла и кристаллов (микролитов) различаются: стекловатые, или витрофировые (см. Витрофир), полукристаллические (например, гиалопилитовая структура) и микролитовые структуры. Степень кристалличности эффузивных пород зависит от состава магмы и геологической обстановки сё кристаллизации. На поверхности Земли остывание лав происходит быстро, с потерей летучих компонентов. Кислые и средние лавы (липаритовые, андезитовые) образуют полукристаллические и стекловатые породы (см. Обсидиан, Пемза), в стекловатой основной массе которых присутствуют тонкие (десятые и сотые доли мм) микролиты. Основные, более жидкие лавы застывают на земной поверхности в виде полукристаллических пород.

Среди текстур эффузивных пород различаются: массивные, флюидальные и полосчато-флюидальные, обусловленные параллельным расположением различно окрашенных полос вулканического стекла, вкрапленников и микролитов. В зависимости от количества газовых пузырьков в лаве различают пористые, пузыристые и пемзовые текстуры. При заполнении пустот вторичными минералами (кварц, опал, цеолиты, карбонаты и др.) образуются миндалекаменные текстуры.

Математическая структура — название, объединяющее понятия, общей чертой которых является их применимость к множествам, природа которых не определена. Для определения самой структуры задают отношения, в которых находятся элементы этих множеств. Затем постулируют, что данные отношения удовлетворяют неким условиям, которые являются аксиомами рассматриваемой структуры. Построить аксиоматическую теорию данной структуры — это значит вывести логические следствия из аксиом структуры, отказавшись от каких-либо других предположений относительно самих рассматриваемых элементов, и, в частности, от всяких гипотез относительно их «природы».Содержание [убрать]

1 Основные типы структур

2 Иерархия структур математики

3 Литература

4 См. также

[править]

Основные типы структур

Отношения, являющиеся исходной точкой в определении структуры, могут быть весьма разнообразными.

Важнейшим типом структур являются алгебраические структуры. Например, отношение, называемое «законом композиции», то есть отношение между тремя элементами, которое определяет однозначно третий элемент как функцию двух первых. Когда отношения в определении структуры являются «законами композиции», соответствующая математическая структура называется алгебраической структурой. Например, структуры лупы, группы, поля определяется двумя законами композиции с надлежащим образом выбранными аксиомами. Так сложение и умножение на множестве действительных чисел определяют группу на множестве этих чисел.

Вторым важный тип представляют собой структуры, определённые отношением порядка, то есть структуры порядка. Это отношение между двумя элементами , которое чаще всего мы выражаем словами «x меньше или равно y» и которое в общем случае обозначается как xRy. В этом случае не предполагается, что это отношение однозначно определяет один из элементов как функцию другого. В теории множеств часто вместо термина «структура порядка» используется термин «решётка».

Третьим типом структур являются топологические структуры (или топологии). В них находят абстрактную математическую формулировку интуитивные понятия окрестности, предела и непрерывности.

[править]

Иерархия структур математики

Группа математиков, объединённая под именем Николя Бурбаки, представили математику как иерархию структур, идущих от простого к сложному, от общего к частному. Иерархия по Бурбаки, описанная в статье «Архитектура математики» (1948), представляется трехуровневой:

Основные (порождающие) математические структуры. В центре находятся основные типы структур. Главнейшими, так сказать, порождающие структуры (фр. les structures-meres) из них являются

Алгебраические структуры;

Топологические структуры;

Структуры порядка.

В каждом из этих типов структур присутствует достаточное разнообразие. При этом следует различать наиболее общую структуру рассматриваемого типа с наименьшим числом аксиом и структуры, которые получаются из неё в результате её обогащения дополнительными аксиомами, каждая из которых влечёт за собой и новые следствия.

Сложные математические структуры. В сложные (фр. multiples) структуры входят одновременно одна или несколько порождающих структур, но не просто совмещённые друг с другом, а органически скомбинированные при помощи связывающих их аксиом. Например, топологическая алгебра изучает структуры, определяемые законами композиций и топологической структурой, которые связаны тем условием, что алгебраические операции являются непрерывными (в рассматриваемой топологии) функциями элементов. Другим примером является алгебраическая топология, которая рассматривает некоторые множества точек пространства, определённые топологическими свойствами, как элементы, над которыми производятся алгебраические операции.

Частные математические структуры. В частных структурах элементы рассматриваемых множеств, которые до этого в общих структурах были совершенно неопределёнными, получают более определённую индивидуальность. Именно таким образом получают такие теории классической математики, как математический анализ функций действительной и комплексной переменной, дифференциальную геометрию, алгебраическую геометрию.

30.

Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате её охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

Химический и минеральный состав магматических горных пород

Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимается раздел петрологии, называемый петрохимией

[править]

Химический состав

Определение вещественного состава магматических горных пород производится путем установления в них процентного содержания химических элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический и минеральный составы пород взаимосвязаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пересчета химического состава горной породы получить ее минеральный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава могут иметь различный минеральный состав, так как последний зависит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими методами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканических пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем. Список элементов, которые можно встретить в том или ином количестве в магматических породах, довольно обширен, в них содержатся практически все химические элементы. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распространенный из них — кислород — составляет в среднем половину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O. Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, так как многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы — это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию.

В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав. За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO2), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiО2 является диагностическим критерием для классификации породы.

Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (< 45%) и в то же время богатые магнием и железом, на другом — породы, богатые (> 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа.

Процентное содержание окиси кремния в породе служит определенным критерием ее кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые SiO2, а «основная порода» — бедные кремнеземом, но обогащенные СаО, МgО, FеО. В таблице приведено подразделение магматических пород по их кислотности. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают.Таблица №1

Название Содержание SiO2 Породы (примеры)

Ультраосновные < 45% дунит, перидотит, пироксенит, горнблендит, кимберлит, оливинит

Основные 45-52% габбро, лабрадорит, базальт, диабаз

Средние 52-65% сиенит, диорит, трахит, андезит, полевошпатовый порфир, порфирит

Кислые (кислотные) 65-70% гранит, липарит, кварцевый порфир

Ультракислые > 75 % пегматит, аляскит и др.

В обозначенных группах изменяется состав минералов. Ультраосновные породы сложены преимущественно оливинами и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый минерал — плагиоклаз. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и кварц. В ультракислых породах доля кварца значительно возрастает.

[править]

Минеральный состав

Минеральный состав магматических горных пород также разнообразен: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы.

К породообразующим минералам магматических горных пород, на долю которых приходится около 99 % их общего состава относятся: кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и др. Среди акцессорных минералов следует указать: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит,хромит, титанит, ортит и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, пирит, пирротин и др.). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента): литий, бериллий, бор, олово, медь, хром, никель, хлор, фтор и др.

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минералообразования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в хлорит, эпидот.

Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних породах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием амфиболов.

Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает оп­ределенной по кислотности группе пород: ультраосновные горные породы не содержат плагиоклазов в числе главных минералов, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних, и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO2 в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. В то же время, кварц не встречается (за редким исключением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнезёмом. Этот минерал выделяется только из магм, в которых содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит:

Mg2SiO4 + SiO2 = Mg2Si2O6

Форстерит Энстатит

(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В случае насыщенности магмы кремнезёмом вместо нефелина образуется альбит:

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8

Нефелин Альбит

(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Однако не следует смешивать два понятия: содержание в породе SiO2 и насыщенность ее состава этим окислом. Последняя зависит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве cодержатcя в породе. Действительно, ультраосновные породы недосыщены кремнезёмом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнезёмом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезёмом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разности часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава заметны уже при макроскопическом знакомстве с породой. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического метода очевидна, так как, пользуясь им исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.

31.

Введение

Вулканами называются конусообразные или куполовидные возвышения над каналами, трубками взрыва и трещинами в земной коре, по которым извергаются из недр газообразный продукты, лава, пепел, обломки горных парод. Проявления вулканизма представляют собой один из наиболее характерных и важных геологических процессов, имеющих огромное значение в истории развития и формирования земной коры. Ни одна область на Земле – будь то континент или океаническая впадина, складчатая область или платформа – не сформировалась без участия вулканизма. Высокая практическая значимость этих явлений обусловило выбор темы курсовой работы. Основной целью работы является исследование вулканов и вулканизма. В соответствии с поставленной целью в работе рассматриваются следующие задачи. В первой главе рассматриваются история появления вулканов их распространенность на земной поверхности, так же пойдет речь и о продуктах вулканических извержений который бываю твердые в виде вулканических бомб и пепла и жидкие в виде лавы. Во второй главе речь идет о проявлении вулканизма и строении вулкана. Так мы узнаем, что вулканы бывают трех типов: 1) площадные 2) трещинные 3) центральные и очень сложно строение.

Общие свединия о вулканах

В Тирренском море в группе Липарских островов есть небольшой остров Вулькано. Древние римляне считали этот остров входом в ад, а также владением бога огня и кузнечного ремесла Вулкана. По имени этого острова огнедышащие горы впоследствии стали называть вулканами.

Извержение вулкана может продолжаться несколько дней и даже месяцев. После сильного извержения вулкан снова приходит в состояние покоя на несколько лет и даже десятилетий. Такие вулканы называются действующими. Есть вулканы, которые извергались в давно прошедшие времена. Некоторые из них сохранили форму красивого конуса. О деятельности их у людей не сохранилось никаких сведений. Их называют потухшими. В древних вулканических областях встречаются глубоко разрушенные и размытые вулканы. В нашей стране такие области – Крым, Забайкалье и другие места.

Если подняться на вершину действующего вулкана во время его спокойного состояния, то можно увидеть кратер (по-гречески – большая чаша) – глубокую впадину с обрывистыми стенками, похожую на гигантскую чашу. Дно кратера покрыто обломками крупных и мелких камней, а из трещин на дне и стенах кратера поднимаются струи и газы пара. Иногда они спокойно выходят из под камней и щелей, а иногда вырываются бурно со свистом и шипением. Кратер наполняют удушливые газы; поднимаясь вверх они образуют облачко на вершине вулкана. Месяцы и годы вулкан может спокойно куриться, пока не произойдет извержение. Этому событию часто предшествует землетрясение; слышится подземный гул, усиливается выделение паров и газов, сгущаются облака над вершиной вулкана. Потом под давлением газов, вырывающихся из недр земли, дно кратера взрывается. На тысячи метров выбрасываются густые черные тучи газов и паров воды, смешенных с пеплом, погружая во мрак окрестность. Одновременно со взрывом из кратера летят куски раскаленных камней, образуя гигантские снопы искр. Из черных, густых туч на землю сыплется пепел, иногда выпадают ливневые дожди, образуя потоки грязи, скатывающейся по склонам и заливающие окрестности. Блеск молний непрерывно прорезывает мрак. Вулкан грохочет и дрожит, а по жерлу его поднимется раскаленная лава. Она бурлит, переливается через край кратера и устремляется огненным потоком по склонам вулкана, уничтожая все на своем пути. При некоторых вулканических извержениях лава не изливается.

Извержение вулканов происходит также на дне морей и океанов. Об этом узнают мореплаватели, когда внезапно видят столб пара над водой или плавающую на поверхности “каменную пену” – пемзу. Иногда суда наталкиваются на неожиданно проявившиеся мели, образованные новыми вулканами на дне моря. Со временем эти мели – изверженные массы – размываются морскими волнами и бесследно исчезают.

Некоторые подводные вулканы образуют конусы, выступающие над поверхностью воды в виде островов.

В древности люди не умели объяснить причины извержения вулканов. Поэтому это грозное явление природы повергало человека в ужас.

География вулканов

В настоящее время на земном шаре выявлено свыше 4тыс. вулканов. К действующим относят вулканы извергающиеся и проявляющие сольфатарную активность (выделение горячих газов и воды) за последние 3500 лет исторического периода. На 1980 год их насчитывали 947.

К потенциально действующим относятся голоценовые вулканы, извергающиеся 3500-13500 лет назад. Их примерно 1343 шт. К условно потухшим вулканам относят не проявляющими активности в голоцене, но сохранившие свои внешние формы (возрастом моложе 100тыс. лет).

Потухшие вулканы существенно переработанные эрозией, полуразрушенные, не проявляющие активности в течении последних 100тыс. лет. Современные вулканы известны во всех крупных геолого-структурных элементах и геологических районах Земли. Однако распределены они неравномерно. Подавляющее большинство вулканов расположено в экваториальной, тропической и умеренной областях. В полярных областях, за Северным и Южным полярными кругами, отмечены чрезвычайно редкие участки относительно слабой вулканической активности, обычно ограничивающиеся выделением газов.

Наблюдается прямая зависимость между их количеством, и тектонической активностью района: наибольшее количество действующих вулканов в расчете на единицу площади приходится на островные дуги (Камчатка, Курильские острова, Индонезия) и другие горные сооружения (Южная и Северная Америка). Здесь сосредоточены также наиболее активные вулканы мира, характеризующиеся наибольшей частотой извержения. Наименьшая плотность вулканов характерна для океанов и континентальных платформ; здесь они связаны с рифтовыми зонами - узкими и протяженными областями расколов и просадки земной коры (Восточно-Африканская рифтовая система), Срединно-Атлантический хребет.

Установлено, что вулканы приурочены к тектонически-активным поясам, где происходит большинство землятресение. Области развития вулканов характеризуются сравнительно большой раздробленностью литосферы, аномально высоким тепловым потоком (в 3-4 раза больше фоновых значений), повышенными магнитными аномалиями, возрастанием теплопроводности горных пород с глубиной. К областям ювенильных источников термальных вод тина гейзеров. Вулканы расположенные на суше, хорошо изучены; для них точно определены даты прошлых извержений, известен характер вылившихся продуктов. Однако большая часть активных вулканических проявлений, по-видимому, происходит в морях и океанах, покрывающих более двух третей поверхности планеты. Изучение этих вулканов и продуктов их извержений затруднены, хотя при мощном извержении этих продуктов может оказаться так много, что сформированный ими вулканический конус показывается из воды, образуя новый остров. Так, например, в Атлантическом океане, южнее Исландии, 14 ноября 1963г., рыбаки заметили поднимающиеся над поверхностью океана клубы дыма, а также вылетающие из под воды камни. Через 10 дней на месте извержения уже образовался остров длиной около 900м, шириной до 650м и высотой до 100м, получивший название Суртсей. Извержение продолжалось более полутора лет и завершилось лишь весной 1965г., образовав новый вулканический остров площадью 2,4км2 и высотой 169м над уровнем моря.

Геологические исследования островов показывают, что многие из них имеют вулканическое происхождение. При частой повторяемости извержений, их большой продолжительности и обилии выделяемых продуктов могут создаваться весьма внушительные сооружения. Так, цепочка Гавайских островов вулканического происхождения представляет собой систему конусов высотой 9,0-9,5км (относительно дна Тихого океана), т.е превышающей высоту Эвереста!

Известен случай, когда вулкан вырос не из под воды, как было рассмотрено в предыдущем случае, а из под земли, прямо на глазах у очевидцев. Произошло это в Мексике 20 февраля 1943г.; после многодневных слабых толчков на вспаханном поле появилась трещина и из нее началось выделение газов и пара, извержение пепла и вулканических бомб - сгустков лавы причудливой формы, выброшенных газами и остывших в воздухе. Последующие излияние лавы привели к активному росту вулканического конуса, высота которого в 1946г. достигла уже 500м (вулкан Парикутин).

32.

Продукты вулканических извержений

При извержении вулкана выделяются продукты вулканической деятельности, которые могут быть жидкими, газообразными и твердыми. Газообразные - фумаролы и софиони, играют важную роль в вулканической деятельности. Во время кристаллизации магмы на глубине выделяющиеся газы поднимают давление до критических значений и вызывают взрывы, выбрасывая на поверхность сгустки раскаленной жидкой лавы. Также при извержении вулканов происходит мощное выделение газовых струй, создающих в атмосфере огромные грибовидные облака. Такое газовое облако состоящее из капелек расплавленной (свыше 7000с) пепла и газов, образовавшееся из трещин вулкана Мон-Пеле, в 1902г., уничтожило город Сен-Пьер и 28000 его жителей. Состав газовых выделений во многом зависит от температуры. Различают следующие типы фумарол:

a) Сухие - температура около 5000с, почти не содержит водяных паров; насыщен хлористыми соединениями.

b) Кислые, или хлористо-водородно-сернистые - температура приблизительно равна 300-4000с.

c) Щелочные, или аммиачные - температура не больше 1800с.

d) Сернистые, или сольфатары - температура около 1000с, главным образом состоит из водяных паров и сероводорода.

e) Углекислые, или моферы - температура меньше 1000с,преимущественно углекислый газ.

Жидкие - характеризуются температурами в пределах 600-12000с. Представлена именно лавой. Вязкость лавы обусловлена ее составом и зависит главным образом от содержания кремнезема или диоксида кремния. При высоком ее значении (более 65%) лавы называют кислыми, они сравнительно легкие, вязкие, малоподвижные, содержат большое количество газов, остывают медленно. Меньшее содержание кремнезема (60-52%) характерно для средних лав; они как и кислые более вязкие, но нагреты обычно сильнее (до 1000-12000с) по сравнению с кислыми (800-9000с). Основные лавы содержат менее 52% кремнезема и поэтому более жидкие, подвижные, свободно текут. При их застывании на поверхности образуется корочка, под которой происходит дальнейшее движение жидкости. Твердые продукты включают в себя вулканические бомбы, лапилли, вулканический песок и пепел. В момент извержения они вылетают из кратера со скоростью 500-600м/c.

Вулканические бомбы - крупные куски затвердевшей лавы размером в поперечнике от нескольких сантиметров до 1м и более, а в массе достигают нескольких тонн (во время извержения Везувия в 79г., вулканические бомбы 'слезы Везувия' достигали десятков тонн). Они образуются при взрывном извержении, которое происходит при быстром выделении из магмы содержащихся в ней газов. Вулканические бомбы бывают 2-х категорий: 1-ая, возникшие из более вязкой и менее насыщенной газами лавы; они сохраняют правильную форму даже при ударе о землю из-за корочки закаливания, образовавшейся при их остывании. 2-ая, формируются из более жидкой лавы, во время полета они приобретают самые причудливые формы, дополнительно усложняющиеся при ударе. Лапилли - сравнительно мелкие обломки шлака величиной 1,5-3см, имеющие разнообразные формы. Вулканический песок - состоит из сравнительно мелких частиц лавы (і 0,5см). Еще более мелкие обломки, размером от 1мм и менее образуют вулканический пепел, который оседая на склонах вулкана или на некотором расстоянии от него образует вулканический туф.

Вулканизм

По современным представлениям, вулканизм является внешней, так называемой эффузивной формой магматизма - процесса, связанного с движением магмы из недр Земли к ее

поверхности. На глубине от 50 до 350км, в толще нашей планеты образуются очаги расплавленного вещества - магмы. По участкам дробления и разломов земной коры, магма поднимается и изливается на поверхность в виде лавы (отличается от магмы тем, что почти не содержит летучих компонентов, которые при падении давления отделяются от магмы и уходят в атмосферу.

При этих излияниях магмы на поверхность и образуются вулканы.

Вулканы бывают трех типов:

2.1. Площадные вулканы.

В настоящее время такие вулканы не встречаются, или можно сказать не существуют. Так как эти вулканы приурочены к выходу большого количества лавы на поверхность большой площади; т.е отсюда мы видим, что они существовали на ранних этапах развития земли, когда земная кора была довольно тонкой и на отдельных участках она могла целиком быть расплавленной.

2.2. Трещинные вулканы.

Они проявляются в излиянии лавы на земную поверхность по крупным трещинам или расколам. В отдельные отрезки времени, в основном на доисторическом этапе, этот тип вулканизма достигал довольно широких масштабов, в результате чего на поверхность Земли выносилось огромное количество вулканического материала - лавы. Мощные поля известны в Индии на плато Декан, где они покрывали площадь в 5.105 км2 при средней мощности от 1 до 3км. Также известны на северо-западе США, в Сибири. В те времена базальтовые породы трещинных излияний были обеднены кремнеземом (около 50%) и обогащены двухвалентным железом (8-12%). Лавы подвижные, жидкие, и поэтому прослеживались на десятки километров от места своего излияния. Мощность отдельных потоков была 5-15м. В США, также как и в Индии накапливались многокилометровые толщи, это происходило постепенно, пласт за пластом, в течении многих лет. Такие плоские лавовые образования с характерной ступенчатой формой рельефа получили название платобазальтов или траппов. В настоящее время трещинный вулканизм распространен в Исландии ( вулкан Лаки ), на Камчатке ( вулкан Толбачинский ), и на одном из островов Новой Зеландии. Наиболее крупное извержение лавы на острове Исландия вдоль гигантской трещины Лаки, длиной 30 км, произошло в 1783 г., когда лава в течении двух месяцев поступала на дневную поверхность. За это время излилось 12км 3 базальтовой лавы, которая затопила почти 915км2 прилегающей низменности слоем мощностью в 170м. Сходное извержение наблюдалось в 1886г. на одном из островов Новой Зеландии. В течении двух часов на отрезке 30км действовала 12 небольших кратеров диаметром в несколько сотен метров. Извержение сопровождалось взрывами и выбросом пепла, который покрыл площадь в 10 тыс.км2 , около трещины мощность покрова достигала 75м. Взрывной эффект усиливался мощным выделением паров из озерных бассейнов, прилегавших к трещине. Такие взрывы, обусловленные наличием воды, получили название фреатические. После извержения на месте озер образовалась грабенообразная впадина длиной в 5км и шириной 1,5-3км.