Палеомагнитный метод, его сущность и возможности применения
Происхождение Вселенной. Идеи и доказательства. Эволюция Вселенной.
Вселенная, которую мы сейчас наблюдаем, содержит лишь 1/9 вещества, из
которого, согласно расчетам, должна быть образована масса Вселенной. Следовательно,
от нас скрыто 8/9 массы ее вещества. В наблюдаемой форме Вселенная возникла около 18
- 20 млрд. лет назад. До этого времени все ее вещество находилось в условиях бесконечно
больших температур и плотностей, которые современная физика не в состоянии описать.
Такое состояние вещества называется “сингулярным”. Теорию расширяющейся
Вселенной или “Большого Взрыва” (Big Bang, англ.), впервые была создана
А.А.Фридманом в России в 1922 г. Талантливый ученый, А.А.Фридман, скончался в 1925
г. в возрасте 37 лет, но выдающаяся теория при его жизни по достоинству оценена не
была. С какого-то момента, отстоящего от нас на 20 млрд лет вещество, находящееся в
сингулярном состоянии, подверглось внезапному расширению, которые в самых общих
чертах можно уподобить взрыву, хотя и весьма своеобразному. Вечно возникающий
вопрос “ А что же было до Большого Взрыва”, по мнению известного английского физика
С.Хогинса, носит метафизический характер, т.к. это состояние никак впоследствии не
отразилось на нынешней Вселенной.
Так, температура в 1032 К
была достигнута через 10-43 сек, 101о К – через 1 сек., 109 К - через 1 минуту, 104 К -
через 100 тыс. лет, а 103 К - через 1 миллион лет. Расширяющееся вещество становилось
|
|
|
менее плотным и менее горячим. С момента начала
Большого Взрыва вещество Вселенной непрерывно расширяется и все объекты в ней и галактики и звезды равноудаляются друг от друга. Это расширение “всех от всех” в
настоящее время хорошо подтверждается рядом экспериментальных фактов.
1. “Разбегание “ галактик и скоплений галактик. Доказательство этого явления
связано с эффектом Допплера, заключающимся в том, что спектральные линии
поглощения в наблюдаемых спектрах удаляющегося от нас объекта всегда смещаются в
красную сторону, а приближающегося - в голубую.
2. “Реликтовое излучение”. В 1964 г. американские астрономы Арно Пензиас
и Роберт Вилсон с помощью рупорной антенны фирмы “Белл телефон” в штате Нью
Джерси, обнаружили фоновое электромагнитное излучение на длине волны 7,35 см,
одинаковое по всем направлениям и не зависящее от времени суток. Это излучение
эквивалентно излучению, как говорят физики, абсолютно черного тела с Т ? 2,75 К. За это
выдающееся открытие ХХ века авторы в 1978 г. были удостоены Нобелевской премии.
Еще до обнаружения фонового микроволнового излучения оно было предсказано
физиками-теоретиками.
|
|
|
Излучение с такой низкой температурой представляет собой реликт равновесного
электромагнитного излучения с очень высокой первоначальной температурой,
существовавшего на самых ранних стадиях образования Вселенной, сразу же после начала
“Большого Взрыва”. С тех пор эффективная температура от многих миллионов упала до
трех градусов Кельвина.
2. Солнце, его параметры, состав, строение, виды излучений, эволюция, возможное будущее. Значение Солнца для геологических процессов.
В центре нашей планетной системы находится звезда - Солнце, в котором
сосредоточено 99,866 % всей массы системы. На все 9 планет и десятки их спутников
приходится только 0,134 % вещества системы. В тоже время 98 % момента количества
движения, т.е. произведения массы на скорость и радиус вращения сосредоточено в
планетах. В настоящее время известно более 60 спутников планет, около 100000
астероидов или малых планет и около 1011 комет, а также огромное количество мелких
обломков - метеоритов. Солнце - это звезда спектрального класса G2V, довольно распространенного в
ГМП. Солнце имеет диаметр ? 1,4 млн.км (1 391 980 км), массу, равную 1,98?1033 км и
плотность 1,4 г/см3, хотя в центре она может достигать 160 г/см3.
В структуре Солнца различают внутреннюю часть или гелиевое ядро с Т?15 млн.К
|
|
|
(0 ОС=273 К), далее располагается зона лучистого равновесия - фотосфера, мощностью до
1 тыс. км и с Т от 800 К на глубине 300 км и до 4000 К в верхних слоях, а самую
внешнюю часть Солнечного диска составляет хромосфера, мощностью 10-15 тыс.км с
Т?20000 К. Гранулярная структура фотосферы обусловлена всплыванием более
высокотемпературных потоков газа и погружением относительно более холодных. Говоря
о хромосфере и фотосфере, нельзя не сказать о явлениях солнечной активности,
оказывающих влияние на нашу планету. Локальные, очень сильные магнитные поля,
возникающие во внешних оболочках Солнца, препятствуют ионизованной плазме -
хорошему проводнику, перемещаться поперек линий магнитной индукции. Выше хромосферы и фотосферы располагается Солнечная корона мощностью 12-
13 млн. км и с Т? 1,5 млн. К, хорошо наблюдаемая во время полных Солнечных затмений.
Вещество, располагающееся внутри Солнца, под давлением внешних слоев, сжимается и
чем глубже, тем сильнее. В этом же направлении увеличивается и температура, и когда
она достигает 15 млн. К - происходит идет термоядерная реакция. В ядре сосредоточено
более 50 % массы Солнца, хотя радиус ядра всего 25% от радиуса Солнца. Энергия из
|
|
|
ядра переносится к внешним сферам Солнца за счет лучистого и конвективного переноса. В составе Солнца господствует Н, составляющий 73% по массе и Не - 25%. На
остальные 2% приходятся более тяжелые элементы, также как Fe, O, C, Ne, N, Si, Mg и S,
всего 67 химических элементов. Источник энергии Солнца - ядерный синтез, слияние 4-х
ядер Н-протонов, образует одно ядро Не с выделением огромного количества энергии. Солнце обладает сильным
магнитным полем, полярность которого изменяется один раз в 11 лет. Солнечный ветер,
исходящий во все стороны от Солнца, представляет собой поток плазмы - протоны и
электроны, с альфа-частицами и ионизированными атомами С, О и других более тяжелых
элементов. Тепло и свет Солнца оказывают большое влияние на земные процессы: климат,
гидрологический цикл, выветривание, эрозия, существование жизни.
Солнце излучает все типы электромагнитных волн, начиная с радиоволн, длиной во
многие км и, кончая, гамма-лучами. Солнечной постоянной называется количество солнечной энергии, поступающей на
1 м2 поверхности атмосферы, расположенной перпендикулярно солнечным лучам. Эта
величина составляет около 1370 Вт/м2. Существует примерное равновесие между
поступающей солнечной энергией на Землю и её рассеиванием с поверхности Земли. Это
подтверждается постоянством температуры в земной атмосфере.
3. Формирование Солнечной системы, основные гипотезы. Строение Солнечной системы.
Вокруг Солнца вращаются девять планет. Меркурий, Венера, Земля и Марс,
ближайшие к Солнцу планеты относятся к внутренним или планетам земной группы.
Далее, за поясом астероидов, располагаются планеты внешней группы - гиганты Юпитер,
Сатурн, Уран, Нептун и маленький Плутон, открытый лишь 1930 г. Расстояние от Солнца
до Плутона равняется 40 астрономическим единицам. За Плутоном находится “щель” - кольцо с радиусом 2 ? 10 3 А.Е., где
практически нет вещества. Далее, в интервале 2?10 3 - 2?104 А.Е. располагается
кольцо с огромным количеством материи в виде ядер комет с массой равной 104 масс
Солнца и угловым моментом в 100 раз превышающим современный угловой момент всей
Солнечной системы. Это, так называемое, внутреннее облако Оорта. По существу, радиус в 5?104 А.Е. и определяет
современную границу Солнечной системы в широком смысле этого понятия. В ХVIII веке благодаря трудам выдающихся ученых Иммануила Канта и
Пьера Лапласа сформировалась наука о происхождении всех небесных тел - космогония. Они показали, что т.к. движение всех планет подчинено одному закону, то и образование
их должно также происходить по единому закону. Именно они высказали идею о
газопылевой туманности, первоначально вращавшейся вокруг Солнца, из которой
впоследствии и сформировались планеты. Формирование
Солнечной системы: 1 –
взрыв сверхновой звезды
порождает ударные волны,
воздействующие на газо-
пылевое облако (ГПО); 2 –
ГПО начинает
фрагментироваться и
сплющиваться, закручиваясь
при этом; 3 – первичная
Солнечная небула; 4 –
образование Солнца и гигантских, богатых газом планет – Юпитера и Сатурна; 5 –
ионизированный газ – Солнечный ветер сдувает газ из внутренней зоны системы и с
мелких планетезималей; 6 – образование внутренних планет из планетезималей в течение
100 млн лет и формирование «облаков» Оорта, состоящих из комет. первостепенным является вопрос о формировании Земли и
планет земной группы. Звезды типа Солнца - желтые карлики, формируются при сжатии газопылевых
облаков, масса которых должна быть не меньше 105 массы Солнца. Пробразом такого
облака может служить туманность Ориона. По одной из
гипотез на него мог повлиять взрыв близкой сверхновой звезды, ударные волны от
которого и заставили облако сжиматься и вращаться. По другой - газопылевое облако, в
силу своего участия в общем вращении ГМП, начало сжиматься, однако большой момент
вращения не допускает дальнейшего сжатия и облако распадается на отдельные сгустки -
будущие планеты. Состав облака характеризовался 99%
газа и 1% пылевых частиц размером в микроны. Когда газопылевое облако начало
сжиматься и вращаться массы - будущему Солнцу, в дисковидном облаке возникали
мощные турбулентные вихри, ударные волны, гравитационные приливы,
перемешивающиеся газ облака, которое, благодаря этому оставалось однородным. Время,
необходимое для образования диска из облака оценивается всего лишь в 1000 лет, газ при
этом охлаждается и образуются более крупные пылевые частицы, конденсируясь из газа,
т.к. давление в облаке очень небольшое. В центральной части диска, благодаря быстрому
коллапсу, зажглось Солнце, а при удалении от него в протопланетном диске температура
уменьшалась до десятков градусов на краю диска, что подтверждается конденсацией льда
воды за поясом астероидов. Формирование пылевого субдиска в центральной части
первичного газопылевого диска оценивается всего лишь в 105 лет. Когда плотность
пылевых частиц в субдиске достигал некоторого критического значения, диск стал
гравитационно неустойчивым и начал распадаться на отдельные сгущения пыли, причем,
чем выше была плотность в сгущении, тем оно быстрее увеличивалось в размерах.
4. Сравнительный анализ планет внутренней и внешней групп.
Меркурий, Венера, Земля и Марс,
ближайшие к Солнцу планеты относятся к внутренним или планетам земной группы.
Далее, за поясом астероидов, располагаются планеты внешней группы - гиганты Юпитер,
Сатурн, Уран, Нептун и маленький Плутон. Меркурий - одна из самых маленьких безатмосферных планет с D ? 0,38 по
отношению к земному, плотностью 5,42 г/см 3, с Т до + 450 О С днем на солнечной стороне
и до - 170 О С ночью. Поверхность Меркурия покрыта многочисленными ударными
кратерами, с диаметром до 1300 км. Застывший мир поверхности Меркурия, напоминает
Лунный. Венера по своим размерам и массе очень близка к Земле, но вращается она в
другую сторону, по сравнению с остальными планетами. Венера окутана очень плотной
атмосферой, состоящей из углекислого газа, а в верхних слоях на высотах в 50-70 км из
серной кислоты. На этих высотах дует постоянный ветер с востока на запад со скоростью
до 140 м/сек., уменьшающийся до 1,0 м/сек у поверхности. Давление в атмосфере на
поверхности очень велико - 96 кг/см2 ( на Земле 1 кг/см2 ) и Т +500 О С. Такие условия
неблагоприятны для существования воды. На Венере нет магнитного поля и это говорит о том,
что ядро Венеры отличается от земного ядра. Марс. Это четвертая по счету от Солнца планета намного меньше Земли, ее радиус
составляет 0,53 земных. Сутки длятся на Марсе 24 часа 37 мин., а плоскость его экватора
наклонена по отношению к орбите также как на Земле, что обеспечивает смену
климатических сезонов.
На Марсе существует весьма разреженная углекислая атмосфера с давлением у
поверхности 0,03-0,1 кг/см2. Такое низкое давление не позволяет существовать воде,
которая должна испариться, либо замерзнуть. Температура на Марсе изменчива и на
полюсах в полярную ночь достигает -140ОС, а на экваторе до - 90 О С. Поверхность Марса подразделяется на базальтовые равнины в северном
полушарии, и возвышенности - в южном, где распространены большие ударные кратеры. Марс обладает двумя маленькими спутниками Фобосом (19х27 км) и Деймосом
(11х15 км), неправильной формы с кратерированной поверхностью и какими-то
рытвинами, хорошо видимыми на Фобосе. Внешние планеты: Располагающиеся за поясом астероидов планеты внешней группы сильно
отличаются от планет внутренней группы. Они имеют огромные размеры, мощную
атмосферу, газово-жидкие оболочки и небольшое силикатное (? ) ядро. Юпитер по массе равен 317 земным, но обладает малой средней плотностью в 1,33
г/см3. Его масса в 80 раз меньше той необходимой массы, при которой небесное тело
может стать звездой. На Юпитере существуют устойчивые ветры, дующие в одном направлении и
достигающие скорости в 150 м/сек. В пограничных зонах облачных поясов возникают
турбулентные завихрения, как, например, Большое Красное Пятно. Атмосфера Юпитера достигает 1000 км, а под ней могут находиться оболочки из
жидкого молекулярного водорода, а еще ниже - металлического водорода. У Юпитера существует небольшое кольцо и 16 спутников, из которых 4 крупных,
так называемых Галилеевых, открытых еще в 1610 г. Галилео Галилеем - Ио, Европа,
Ганимед, Каллисто. Сатурн занимает второе место по размерам среди планет-гигантов, однако его
плотность очень мала - 0,69 г/см3. Облачный покров Сатурна похож на таковой у Юпитера
не только по составу - частицы льда воды, льда аммиака и гидросульфида аммония, но и
по своей структуре, образуя разновысотные пояса и вихри. Сатурн в большей степени
газовая планета, чем Юпитер. Атмосфера Сатурна состоит, в основном, из Н и Не и
обладает мощностью в несколько тысяч км. Наиболее известным элементом планеты Сатурн являются его знаменитые кольца,
образующие целую систему, находящуюся в плоскости экватора планеты. Диаметр колец
составляет 270 тысяч км, а мощность всего 100 м ! Множество колец представляют собой
мельчайшие кусочки льда воды, размером от см до нескольких метров. Каждое из колец
имеет сложную структуру чередования темных и светлых полос, вложенных друг в друга. У Сатурна насчитывается 17 спутников, из которых Титан самый большой.
Средние по размерам от 420 до 1528 км спутники обладают шарообразной формой, а
малые спутники имеют неправильную, угловатую форму и размеры от 20 до 360 км. Уран превосходит по своим размерам Землю в 4 раза и в 14,5 раз по массе. Это
третья планета - гигант, вращается в сторону противоположной той, в которую вращаются
большинство остальных планет. Мало этого, ось вращения Урана расположена почти в
плоскости орбиты, так что Уран “лежит на боку” и вращается не “ в ту сторону”. В атмосфере Урана. как и на других планетах - гигантах,
преобладают водород и гелий, но также присутствуют частицы льда метана. Уран
окружен системой тонких колец, между которыми расстояние гораздо больше, чем у
колец Сатурна. Нептун - самая маленькая из планет - гигантов, обладает, тем не менее, самой
большой среди них плотностью, что обусловлено существованием силикатного ядра,
окруженного оболочками из жидкого водорода, льда воды и мощной водородно-гелиевой
атмосферой с облачным покровом, состоящим также из частиц льда воды, льда аммиака,
льда метана и гидросульфида аммония. В атмосфере Нептуна, как и на Юпитере,
просматриваются крупные вихревые структуры, изменчивые во времени. У Нептуна
существует система колец, имеющих в разных участках различную мощность.
5,7 Образование и внутреннее строение Земли. Сейсмологический метод и его роль в изучении Земли. Внутреннее строение Земли и возможный состав вещества оболочек.
Находясь на поверхности Земли (12 км скважины это все равно поверхностный
слой), мы можем определить много параметров, характеризующих Землю: состав
вещества (горных пород, вод, океана, атмосферы) и его возраст, температуру, силу
притяжения к Земле (ускорение силы тяжести), величину магнитного поля, и наблюдать
множество явлений: извержения вулканов, землетрясения, в особенности
катастрофические, и измерять времена пробега сейсмических (упругих) волн, видеть
свечения полярных сияний и многое другое. Геологам хорошо известно внутреннее строение Земли, т.к. им на помощь пришел
метод, который, как в медицине рентген, позволяет заглянуть в недоступные места
планеты. Это - сейсмические волны (“сейсма” - сотрясение, греч.), возникающие в Земле
от землетрясений, ядерных и крупных промышленных взрывов, которые пронизывают
всю Землю, преломляясь и отражаясь на разных границах смены состояния вещества. По
образному выражению известного геофизика каждое сильное землетрясение заставляет
Землю долго гудеть, как колокол. Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для
целей познания глубин Земли он один из самых важных. Волна - это распространение некоторой деформации в упругой среде, т.е.
изменение объема или формы вещества. При деформации в веществе возникает
напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему.
Известно, что величина напряжения ( ? ) на величину деформации ( ? ) называется
модулем упругости µ.Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий
которых видна область их распространения. Объемные волны бывают продольными и поперечными. Продольные волны - это волны сжатия, распространяющиеся в направлении
движения волны. Они обозначаются латинской буквой “Р” (primary - первичный, англ.),
т.к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на
сейсмоприемники. Поперечная волна, обозначаемая буквой S (secondary - вторичный, англ.), это
волна сдвига, при которой и деформации в веществе происходят поперек направления
движения волны. Волна S изменяет только форму тела и она, как менее скоростная, приходит на
сейсмоприемник позднее волны Р, поэтому и называется “вторичной”. Поверхностные волны, как следует из названия, распространяются в
поверхностном слое земной коры. Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них
колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления
движения волны. Волны Рэлея подобны волнам на воде, в них частицы вещества
совершают круговые движения. При встрече с
каким либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается
и достигает сейсмографа на станции. Мы знаем, что в настоящее время Земля состоит из ряда
сферических оболочек, в том числе твердого внутреннего ядра, жидкого - внешнего и
твердой мантии с тонкой оболочкой - твердой же земной коры. Иными словами, Земля
дифференцирована по свойствам и составу вещества. На этот счет существуют две, наиболее распространенные точки зрения. Ранняя из
них полагала, что первоначальная Земля, сформировавшаяся сразу после аккреции из
планетезималей, состоящих из никелистого железа и силикатов, была однородна и только
потом подверглась дифференциации на железо-никелевое ядро и силикатную мантию. Эта
гипотеза получила название гомогенной аккреции. Более поздняя гипотеза гетерогенной аккреции заключается в том, что сначала
аккумулировались наиболее тугоплавкие планетезимали, состоящие из железа и никеля и
только потом в аккрецию вступило силикатное вещество, слагающее сейчас мантию
Земли от уровня 2900 км. Процесс аккреции,
столкновение планетезималей размером до 1000 км, сопровождался большим выделением
энергии, с сильным прогревом формирующейся планеты, ее дегазацией, т.е. выделением
летучих компонентов, содержащихся в падавших планетезималях. Большая часть летучих
при этом безвозвратно терялась в межпланетном пространстве, о чем свидетельствует
сравнение составов летучих в метеоритах и породах Земли. Процесс становления нашей
планеты по современным данным длился около 500 млн. лет и проходил в 3 фазы
аккреции. В течение первой и главной фазы Земдя сформировалась по радиусу на 93-95%
и эта фаза закончилась к рубежу 4,4 – 4,5 млрд. лет, т.е. длилась около 100 млн. лет.
Вторая фаза, ознаменовавшаяся завершением роста длилась тоже около 200 млн. лет.
Наконец, третья фаза, продолжительностью до 400 млн. лет (3,8-3,9 млрд. лет окончание)
сопровождалась мощнейшей метеоритной бомбардировкой, такой же как и на Луне. Процесс расслоения, дифференциации недр происходил на всех планетах, но на
Земле он происходит и сейчас, обеспечивая существование жидкого внешнего ядра и
конвекцию в мантии. Атмосфера и гидросфера Земли возникли в результате конденсации
газов, выделявшихся на ранней стадии развития планеты.
6. Форма и размеры Земли. Изостазия.
Диаметр Земли 12756 км; масса 5,98?1024 кг; плотность 5510 кг/м3; период
вращения 23 ч 56 м 4,1 с; период обращения 365,26 суток; эксцентриситет орбиты 0 .017;
площадь поверхности – 510 млн. км2; объем – 1,083?1012 км3.
И.Ньютон первым показал, что форма Земли более сложная, чем шар, и доказал,
что главным фактором в создании формы Земли является ее вращение и, вызванная этим
центробежная сила. Поэтому форма Земли зависит от совместного действия сил
гравитации и центробежных. Хорошо известно, что равнодействующая этих сил
называется силой тяжести. Многочисленные геодезические измерения позволили
доказать, что Земля представляет собой эллипсоид, вычисленный в 1940 г. геодезистом
А.А.Изотовым и названный им эллипсоидом Красовского в честь Ф.Н.Красовского
известного русского геодезиста. Параметры эллипсоида Красовского: экваториальный
радиус – 6378,245 км; полярный радиус – 6356,863 км; полярное сжатие ? = 1/298,25.
Однако в плоскости экватора наибольший и наименьший радиусы отличаются на 213 м.
Следовательно Земля – это трехосный эллипсоид или сфероид, чем определяется
воображаемая форма Земли. Реальная форма Земли лучше описывается фигурой геоида (землеподобная) –
эквипотенциальной поверхностью невозмущенного океана, продолженной и на
континенты. Сила тяжести в каждой точке поверхности геоида направлена
перпендикулярно к ней. Сейчас построена карта геоида, приведенная к сжатию 1/298,25, с
помощью как наземных гравиметрических, так и спутниковых наблюдений. На карте ясно
видны впадины и выпуклости на поверхности Земли с амплитудой в десятки метров, так
что форма Земли скорее напоминает «обгрызанное яблоко». Аномалии геоида
обусловлены неравномерным распределением масс с различной плотностью внутри
Земли.
8. Строение Земной коры и верхней мантии. Методы ее изучения.
Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скачка скоростей
волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А.Мохоровичечем в 1909 г.
и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко,
поверхность М. Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км и
была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Бено Гутенбергом и также получила его
имя. Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой
границы волны Р резко замедляются, теряя 40% своей скорости, а волны S исчезают, не
проходя ниже. Т.к. для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига,
деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество,
слагающее внешнюю часть ядра должно обладать свойствами жидкости. На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р,
а путем применения особого метода показано, что там появляются и волны S, т.е. эта
часть ядра - твердая. Таким образом, внутри Земли устанавливается 3 глобальные сейсмические
границы, разделяющие земную кору и мантию (граница М), мантию и внешнее ядро
(граница Гутенберга), внешнее и внутреннее ядро. Ниже поверхности М, скорости сейсмических волн увеличиваются, но на
некотором уровне, различном по глубине под океанами и материками, вновь
уменьшаются, хотя и незначительно, причем скорость поперечных волн уменьшается
больше. В это слое отмечено и повышение электропроводности,
что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от
выше и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности
этого слоя, получившего название астеносфера (“астенос” -
слабый, мягкий, древн.греч.), объясняются возможным его
плавлением в пределах 1-2%, что обеспечивает понижение
вязкости и увеличение электропроводности. Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10-
20 км до 80-200 км, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание
астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например, под
докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и
его глубина сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В
современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль
своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры. Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носит название литосфера.
9. 17. Магнитное поле Земли, его параметры и возможное образование. Палеомагнитный метод.
Магнитное поле современной Земли характеризуется: склонением D, наклонением
I и напряженностью Н, измеряемую в теслах. пределах магнитного экватора, не совпадающего с
географическим, наклонение равно нулю. Современное магнитное поле Земли лучше
всего описывается полем геоцентрического смещенного диполя с наклоном по
отношению к оси вращения Земли в 11,5°. Геомагнитное поле Земли последние 2,0-3,5
млрд.лет принципиально не изменялось, как это установлено палеомагнитными
исследованиями, а это больше половины ее геологической истории. Еще в XV веке
было обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для
ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное
поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней
динамики Земли. Само по себе движение проводящей жидкости не приводит к появлению
магнитного поля. Чтобы в движущейся проводящей жидкости возник ток, необходимо
внешнее магнитное поле. Тогда при определенных конфигурациях движений и
соотношениях скорости и потерь, выделяющихся в виде тепла, возможно
самоподдерживающееся динамо. Характерным временем этого процесса является время магнитной диффузии –
время распада токовой системы за счет диффузии: td = 13000 лет. Поэтому проблема
динамо заключается в том, чтобы найти такие движения в жидком ядре Земли, которые
непрерывно поддерживали бы магнитное поле. В качестве
слабого начального магнитного поля, необходимого для начала генерации, может быть
межпланетное магнитное поле Солнца, величина которого на расстоянии земной орбиты
(1 А.Е.) примерно 6 нТл (6 гамм). Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в
них минеральных зерен с различными магнитными характеристиками. Все вещества по
магнитной восприимчивости подразделяются на: 1) диамагнитные; 2) парамагнитные и 3)
ферромагнитные. Палеомагнитология – область геофизики, изучающая древнее магнитное поле
Земли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление
которой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна
его напряженности. Инверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного диполя. Обращение полярности геомагнитного поля- важнейшее открытие в
палеомагнитологии, позволившее создать новую - магнитостратиграфию, изучающую
расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной
намагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих
обращений знака в пределах всего земного шара. Магнитостратиграфическая шкала является, по существу глобальной шкалой
геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. Основными результатами палеомагнитных исследований являются:
1. магнитное поле Земли существует, по крайней мере три миллиарда лет и его
характеристики всегда были близки к современным, скорее всего, магнитное поле имело
дипольный характер;
2. в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меняло свою
полярность, последний раз это произошло около 730 тысяч лет тому назад; смена
полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10-50
тысяч лет; построена глобальная шкала инверсий на интервал 0-165 млн. лет; построены
региональные магнитостратиграфические шкалы инверсий;
3. установлено, что аномальное магнитное поле Земли, в основном, обусловлено
намагниченными горными породами;
4. координаты палеомагнитных полюсов, определенные по различным тектоническим
блокам для одного и того же момента времени в геологическом прошлом, оказались
различными, что свидетельствует о относительных перемещениях блоков;
5. на основании количественных данных о положении древних магнитных полюсов
построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;
6. остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд. лет приобреталась в
магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в
тысячи раз слабее земного;
7. открыты магнитные поля планет: слабые – у Меркурия и Марса, сильные – у Юпитера,
Сатурна, Урана и Нептуна.
10. Тепловое поле Земли.
Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от
солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают
глубже первых десятков - сотен метров. Вся история геологического развития Земли
связана с выделением или поглощением тепла. Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т.е. потока тепла
возникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр Земли, в
среднем равно 59 мВт/м2 или 1,41 ЕТП, где ЕТП «единица теплового потока» = 1? 10-4
кал/см2? с, а полный вынос глубинного тепла равен 3,1? 1013 Вт или 1? 1028 эрг/год. Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты
являются: 1) процесс гравитационнной (плотностной) дифференциации, благодаря
которому Земля оказалась разделенной на несколько оболочек. 2) Распад радиоактивных
элементов. 3) Приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников
настолько мало, что ими можно пренебречь. Разогрев Земли на ранних стадиях ее формирования осуществлялся за счет
выделения тепла при соударениях планетезималей в период аккреции и за счет ударов
метеоритов в период с 4,2 до 3,9 млрд. .лет, когда Земля подвергалась сильнейшей
метеоритной «бомбардировке». Собственно стадия аккреции заняла очень небольшое
время порядка 104 – 108 лет, тогда как метеоритная бомбардировка длилась гораздо
дольше, примерно 300 или более млн. лет. Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наиболее
существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы
планеты, как наиболее плотной части Земли. Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий тепловой поток -
это твердые приливы, связанные, главным образом с влиянием на Землю ее спутника -
Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по
поверхности Земли и при этом кинетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад
твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в
прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть
значительным. Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу,
выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что тепло, связанное с
этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых
ранних этапах жизни планеты в первые 200 млн. лет распались и исчезли короткоживущие
изотопы – 26Al, 36Cl, 40Be, 80Fe, 231Np, период полураспада которых составляет 106 – 107
лет. Не глубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных
температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания
температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение
температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента.
Ввиду того. что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает
тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м.
Величиной, обратной геотермическому градиенту является геотермическая ступень, т.е.
глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1°С.
Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может
различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород,
так и с количеством тепла, которое поступает из недр Земли. Тепловой поток оценивается
количеством тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 м2 за 1 секунду. Величина
теплового потока выражается формулой:
Q= k ? G
Где k – теплопроводность, а G – геотермический градиент, и измеряется в мВт/м2.
Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100
лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность
измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01°С.
11. Строение земной коры и методы ее изучения
Земная кора вместе с частью верхней мантии до
астеносферного слоя называется литосферой, а литосфера, вместе с астеносферой
образует тектоносферу, верхнюю оболочку земного шара во многом ответственную за
процессы, происходящие в земной коре. Строение земной коры, мощность которой
изменяется практически от 0 до 70-75 км и повсеместно имеет четкую нижнюю границу –
поверхность Мохоровичича или «М», принципиально отличается на континентах и в
океанах.
Сведения о коре мы получаем от непосредственного наблюдения пород на
поверхности Земли, особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и
сверхглубоких скважин, как на суше, так и в океанах; ксенолитов в вулканических
породах; драгированием океанского дна и сейсмических исследований, дающих наиболее
важную информацию о глубоких горизонтах земной коры. Океаническая кора обладает 3-х слойным строением (сверху вниз) (рис. 2.7.1):
1-й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах не
превышающей в мощности 1 км и до 15 км вблизи континентов. Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами.
Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170-180 млн. лет.
2-й слой сложен, в основном, базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами, с
тонкими прослоями осадочных пород. В нижней части этого слоя располагается
своеобразный комплекс параллельных даек базальтового состава, служившим
подводящими каналами для подушечных лав.
3-й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным
образом, основного состава – габбро и реже ультраосновного, располагающимся в нижней
части слоя, глубже которого располагается поверхность М и верхняя мантия. Очень важно подчеркнуть, что кора океанического типа развита не только в
океанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается также и в
складчатых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитовой ассоциации,
парагенезис (сонохождение) которых (кремнистые породы – базальтовые лавы – основные
и ультраосновные породы) был впервые выделен в 20-х годах ХХ в. Г.Штейнманом в
Лигурийских Альпах на СЗ Италии. Континентальная земная кора также имеет 3-х членное строение, но структура ее иная
(сверху вниз):
1-й осадочно-вулканогенный слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до
25 км в глубоких впадинах, например, в Прикаспийской. Возраст осадочного слоя
колеблется от раннего протерозоя до четвертичного.
2-й слой образован различными метаморфическими породами: кристаллическими
сланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15
до 30 км в различных структурах.
3-й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизованными
породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется
гранулито-базитовым. Частично он был вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной.
Нижняя кора обладает изменчивой мощностью в 10-30 км. Граница раздела между 2-ым и
3-м слоем континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидированной
части коры (ниже осадочного слоя) выделяют 3, а не 2 слоя. Поверхность М выражена повсеместно и достаточно четко скачком скоростей
сейсмических волн от 7,5 – 7,7 до 7,9 – 8,2 км/с. Верхняя мантия в составе нижней части
литосферы сложена ультраосновными породами, в основном, перидотитами, как, впрочем,
и астеносфера, характеризующаяся пониженной скоротью сейсмических волн, что
интерпретируется как пониженная вязкость и, возможно, плавление до 2-3%.
12. Методы изучения глубинного строения Земли
Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для
целей познания глубин Земли он один из самых важных.
Волна - это распространение некоторой деформации в упругой среде, т.е.
изменение объема или формы вещества. При деформации в веществе возникает
напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему.
Известно, что величина напряжения ( ε ) на величину деформации ( τ ) называется
модулем упругости µ.
Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий
которых видна область их распространения (рис. 2.2.).
При встрече с
каким либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается
и достигает сейсмографа на станции
Тоже самое происходит и при морских сейсмических исследованиях. В других случаях
волна может преломляться на границе слоев, увеличивая или уменьшая свою скорость в
зависимости от плотности слоя.
Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны распространяются
во все стороны, пронизывая земной шар во всех направлениях. Расставленные по всему
миру сейсмические станции принимают сигналы от волн разного типа, преломленных и
отраженных. Проходя через слои пород разного состава и плотности они изменяют свою
скорость, а, регистрируя эти изменения внутри земного шара можно выделить главные
границы или поверхности раздела.
Сейсмическая томография базируется на измерении скоростей объемных и
поверхностных сейсмических волн, распространение которых направлено таким образом,
чтобы «просветить» какое-то непрозрачное тело, например, массив горных пород,
который нельзя наблюдать непосредственно. Имея модель PREM с ее расчетными
скоростями сейсмических волн, при обработке огромного количества данных, полученных
в результате изучения землетрясений, которая стала возможной только после появления
особо быстродействующих ЭВМ, геофизики получают отклонение реальных
сейсмических волн по сравнению со стандартной моделью, которое составляет максимум
первые проценты, обычно меньше. Увеличение скоростей волн свидетельствует об
увеличении плотности вещества и наоборот.
Использование измерений ускорения силы тяжести.
Для геологов очень важно знать закономерности размещения плотностных
неоднородностей в земной коре, что позволяют сделать гравитационные аномалии -
отклонения от общего внешнего гравитационного поля. Сила гравитации будет,
естественно, больше над более плотными массами. Современные приборы позволяют
измерять силу тяжести с большой точностью, вплоть до 10 -8, что равно изменению
расстояния от поверхности Земли всего на 4 см.
13. Основные структурные элементы земной коры
Континенты и океаны обладают различным строением и возрастом земной коры.
Континентальная кеора имеет мощность до 7,5 км, в среднем 40 км и состоит из 3-х слоев
(сверху вниз): 1 0 осадочного, 2 – гранитно-метаморфического и 3 – гранулито-
базитового. Возраст континентальной коры древний – до 4 млрд. лет. Океаническая кора
также 3-х слойная (сверху вниз): 1 – осадочный слой, 2 – базальтовый с параллельными
дайками, 3 – габброидный. Мощность океанской коры до 6 км и возраст не древнее 180
млн. лет. Континенты и океаны – это наиболее крупные структурные элементы литосферы,
причем к континентам относятся обширные пространства шельфовых (мелководных)
морей и поэтому граница структуры «континент» не совпадает с береговой линией.
В пределах этих самых крупных структур выделяются структуры меньшего
размера – подвижные пояса и стабильные устойчивые площади. В океанах к 1-м из них
относятся протяженные срединно-океанические хребты с рифтовой зоной в осевой части и
поперечными трастформными разломами, а ко 2-м – глубоководные равнины или плиты.
На еконтинентах подвижные структуры представлены горно-складчатыми поясами, а
стабильные – платформами. Срединно-океанические хребты обладают высокой, хотя и не
очень сильной сейсмичностью и активным вулканизмом, в противоположность
глубоководным плитам. На континентах стабильные участки представлены платформами,
имеющими двухэтажное строение. Нижний этаж сложен дислоцированными, метаморфизованными и прорванными
разнообразными интрузиями толщами пород различного возраста, называемыми
фундаментом, выше которого резко несогласно и почти горизонтально залегает верхний
этаж – чехол, сложенный осадочными породами и местами базальтовыми покровами. В
зависимости от возраста толщ, слагающих фундамент, платформы подразделяются на
древние, с докембрийским фундаментом и молодые с палеозойским фундаментом. Все
крупные платформы – Восточно-Европейская, Сибирская, Африканская, Северо-
Американская, Южно-Американская и др. имеют докембрийский возраст фундамента, в
основном, дорифейский, а молодые платформы, например, Западно-Сибирская, Средне-
Европейская – палеозойский. В пределах платформ
выделяются структуры еще более мелкого порядка: щиты и плиты. Щит – это выступ
фундамента на поверхность, а плита сложена платформенным чехлом. На плитах, в свою
очередь, выделяются антеклизы и синеклизы, пологие поднятия или впадины. В
основании чехла могут располагаться грабенообразные впадины, рифты или авлвкогены
(«авлос» – ров, «ген» – рожденный, греч.). Синеклизы и антеклизы осложняются
структурами – сводами, впадинами, валами и т.д. Таким образом, платформа, возраст
которой исчисляется с начала формирования чехла, представляет собой устойчивую
структуру, испытавшую медленные вертикальные движения, но перемещавшуюся вместе
с литосферными плитами в горизонатльном направлении.
15-16. Геологическая хронология, относительная и абсолютная. Стратиграфическая шкала.
Одной из главных задач геологии является воссоздание истории развития Земли и
ее отдельных регионов. Сделать это возможно, если только известна последовательность
геологических событий, если мы знаем относительный возраст осадочных отложений,
слои которых перекрывают друг друга, если мы определили последовательность
внедрения интрузивных тел и их соотношение с вмещающими горными породами.
Геология прошла долгий путь, прежде чем соотношения между горными породами
стали очевидными и всем понятными принципами, на которых основываются все
наблюдения.
1. Во первых, было установлено, что каждый слой отделяется от соседнего ясно
выраженной поверхностью. В современных палеогеографических обстановках, в океанах,
морях, озерах слои накапливаются горизонтально и параллельно. Этот принцип первичной
горизонтальности оказался важным для следующего вывода. 2. В 1669 г. Николо Стено выдвинул принцип суперпозиции, заключавшийся в признании
того факта, что каждый вышележащий в разрезе слой моложе нижележащего. Т.о., у
каждого слоя есть кровля и есть подошва независимо от того, как эти слои залегают в
настоящее время. Они могут быть смяты в складки тектоническими движениями, они
могут быть даже перевернуты. Все равно кровля слоя остается кровлей, а подошва –
подошвой. Принцип суперпозиции Н.Стено позволил описывать толщи пород, состоящие
из множества слоев и устанавливать изменения в них, происходящие во времени.
3. Если в каком-нибудь слое находится обломок, валун, глыба какой-то другой породы,
то она древнее, чем этом слой. Точно также и в интрузивных образованиях и в лавовых
потоках любое включение – ксенолит является более древним. Это положение можно
назвать принципом включений.
4. Знаменитый английский геолог Джеймс Хаттон установил принцип пересечения,
заключающийся в том, что любое тело как изверженных, так и осадочных пород,
пересекающее толщу слоев, моложе этих слоев. Для выполнения этой задачи необходима информация о событиях и
отложениях, которые имели место от момента образования Земли и до наших дней. Так
была создана сначала стратиграфическая шкала (лат. «стратум» – слой, «графо» –
описываю), в которой были показаны слоистые осадочные отложения от древних к
молодым. Наиболее крупным подразделением является эон, которых выделяется 3: 1)
архейский (греч. «археос» – древнейший) – более 3,5-2,6 млрд. лет; 2) протерозойский
(греч. «протерос» – первичный) – 2,6 млрд. лет - 570 млн. лет; 3) фанерозойский (греч.
«фанерос» – явный) – 570 – 0 млн. лет. Эоны подразделяются на эры, а они в свою очередь
на периоды и эпохи (см. геохронологическую шкалу). Фанерозойский эон подразделяется на эры: палеозойскую ( греч. «палеос» –
древний, «зоо» - жизнь) (6 периодов); мезозойскую (греч. «мезос» – средний) ( 3 периода)
и кайнозойскую (греч. «кайнос» – новый) (3 периода). 12 периодов названы по той
местности, где они были впервые выделены и описаны – кембрий – древнее название
полуострова Уэльс в Англии; ордовик и силур – по названию древних племен, живших
также в Англии; девон – по графству Девоншир опять-таки в Англии; карбон – по
каменным углям; пермь – по Пермской губернии в России и т.д. Геологические периоды
обладают разной длительностью от 20 до 100 млн. лет. Что касается четвертичного
периода или антропогена ( греч. «антропос» – человек), то он по длительности не
превышает 1,8-2,0 млн. лет, но он еще не окончен. Следует обратить внимание на стратиграфическую шкалу, которая имеет дело с
отложениями. В ней употребляются другие термины: эонотема (эон), эратема (эра),
система (период), отдел (эпоха), ярус (век). Поэтому мы говорим, что в «в
каменноугольный период формировались залежи каменного угля», но «каменноугольная
система характеризуется распространением угленосных отложений». В первом случае
речь идет о времени, во втором – об отложениях.
Палеомагнитный метод, его сущность и возможности применения
Палеомагнитология – область геофизики, изучающая древнее магнитное поле
Земли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление
которой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна
его напряженности.
Палеомагнетизм как явление представляет собой природную записывающую
систему, подобную обычному магнитофону:
1. Записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зависимости от времени;
2. Магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) служат магнитные
минералы, рассеянные в горных породах, совокупность которых составляет
геологическую летопись;
3. Фиксирование намагниченности происходит с помощью некоторых геологических
процессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);
4. Сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни
породы не происходило вторичного нагрева или переотложения, химических изменений
магнитного носителя записи и т.д.
5. Воспроизведение записи производится путем отбора коллекций образцов и
проведением измерений остаточной намагниченности в лабораториях с последующей
статистической обработкой результатов для выделения полезного сигнала на фоне
случайного шума;
6. Полезный сигнал представляет собой направление ( и величину) магнитного поля в
некоторый фиксированный момент в геологическом прошлом во множестве
географических точках.
В палеомагнитологии разработаны методы отбора коллекций образцов, создан комплекс
аппаратуры для измерения различных магнитных характеристик и параметров,
применяется математический аппарат обработки данных, включающий статистические
методы, сформированы базы палеомагнитных данных.
19. Магматические горные породы и их классификация
Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты,
формирующиеся в литосфере или на поверхности Земли в ходе различных геологических
процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав
и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов в
породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и
количество которых в породах непостоянны. Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура
определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое,
аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зерен или обломков,
входящих в ее состав, их взаимоотношениями.
Под текстурой породы понимают расположение в пространстве слагающих ее
минеральных агрегатов или частиц горной породы (кристаллических зерен, обломков и
др.). Выделяют плотную и пористую текстуры, однородную или массивную и
ориентированную (слоистую, сланцеватую и др.). Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную
массу земной коры, однако на современной поверхности материков области их
распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной
формы и размеров, состав и строение которых зависит от химического состава исходной
магмы и условий ее застывания. В основе классификации магматических горных пород
лежит их химический состав. Учитывается прежде всего содержание оксида кремния, по
которому магматические породы делятся на четыре группы: ультраосновные породы,
содержащие менее 45 % SiO2 , основные - 45-52%, средние -52-65 % и кислые - более 65
%. В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы,
магматические породы делятся на ряд групп: породы глубинные, или интрузивные,
образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся, или
эффузивные, связанные с охлаждением магмы, излившейся на поверхность, т.е. лавы.
Ультраосновные породы (гипербазиты, или ультрамафиты) в строении земной
коры играют незначительную роль, причем наиболее редки эффузивные аналоги этой
группы (пикриты и коматииты). Все ультраосновные породы обладают большой
плотностью (3,0-3,4), обусловленной их минеральным составом.
Основные породы широко распространены в земной коре, особенно их эффузивные
разновидности (базальты).
Габбро - глубинные интрузивные породы с полнокристаллической средне-и
крупнозернистой структурой.
Базальты - черные или темно-серые вулканические породы. Базальты залегают в
виде лавовых потоков и покровов, нередко достигающих значительной мощности и
покрывающих большие пространства (десятки тысяч км2) как на континентах, так и на
дне океанов.
Средние породы характеризуются большим содержанием светлых минералов, чем
цветных, из которых наиболее типична роговая обманка. Такое соотношение минералов
определяет общую светлую окраску породы, на фоне которой выделяются темно-
окрашенные минералы.
Диориты - глубинные интрузивные породы, обладающие полнокристаллической
структурой. Излившимися аналогами диоритов являются широко распространенные
андезиты, обладающие обычно порфировой структурой. Для всех кислых пород характерно наличие кварца. Кроме того, в значительных
количествах присутствуют полевые шпаты - калиевые и кислые плагиоклазы.
Граниты - глубинные интрузивные породы, обладающие полнокристаллической,
обычно среднезернистой, реже крупно- и мелкозернистой структурой. Породообразующие
минералы - кварц (около 25-35 % ), калиевые полевые шпаты (35-40 %) и кислые
плагиоклазы (около 20-25 %), из цветных минералов - биотит, в некоторых разностях
частично замещающийся мусковитом. Излившимся аналогом гранитов являются риолиты,
аналогами гранодиоритов - дациты.
20. Осадочные горные породы и их классификация
На поверхности Земли в результате действия
различных экзогенных, т.е. внешних, факторов образуются осадки, которые в
дальнейшем уплотняются, претерпевают физико-химические изменения - диагенез, и
превращаются в осадочные горные породы, тонким чехлом покрывают около 75 %
поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми, другие -
содержат таковые.
Среди осадочных пород выделяются три группы:
1) обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения
каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков; 2) глинистые породы,
являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления
возникших при этом глинистых минералов; 3) химические (хемогенные) и органогенные
породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов.
Обломочные породы по размерам обломков подразделяются на несколько типов. Грубообломочные породы. В зависимости от формы и размеров обломков среди
пород этого гранулометрического типа выделяются следующие: глыбы и валуны -
соответственно угловатые и окатанные обломки размером свыше 200 мм в поперечнике;
щебень и галька - при размерах обломков от 200 до 10 мм; дресва и гравий - при размерах
обломков от 10 до 2 мм.
Грубообломочные породы, представляющие собой сцементированные неокатанные
обломки, называются брекчиями и дресвяниками, сцементированные окатанные обломки -
конгломератами и гравелитами. К среднеобломочным породам относятся распространенные в земной коре пески и
песчаники. Первые представляют собой скопление несцементированных окатанных
обломков песчаной размерности, вторые - таких- же, но сцементированных. Мелкообломочные породы. Рыхлые скопления мелких частиц размерами от
0,05 до 0,005 мм называют алевритами. Одним из широко распространенных
представителей алевритов является лесс - светлая палево-желтая порода, состоящая
преимущественно из остроугольных обломков кварца и меньше - полевых шпатов с
примесью глинистых частиц и извести.
Глинистые породы. Наиболее распространенными осадочными породами являются
глинистые, на долю которых приходится больше 50 % объема всех осадочных пород.
Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (меньше 0,02 мм) кристаллических
(реже аморфных ) зерен глинистых минералов.
Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных
бассейнах.
На долю карбонатных пород в осадочной оболочке Земли приходится около 14 %.
Главный породообразующий минерал этих пород - кальцит, в меньшей степени - доломит.
Соответственно, наиболее распространенными среди карбонатных пород являются
известняки - мономинеральные породы, состоящие из кальцита.
Кремнистые породы состоят главным образом, из опала и халцедона. Так же, как
карбонатные, они могут иметь биогенное, химическое и смешанное происхождение.
К биогенным породам относятся диатомиты и радиоляриты, состоящие из мельчайших,
не различимых невооруженным глазом скелетных остатков диатомовых водорослей и
радиолярий, скрепленных опаловым цементом.
Каустобиолиты (греч. "каустос" - горючий, "биос" - жизнь) образуются из
растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных
геологических факторов. Эти породы обладают горючими свойствами, чем и обусловлено
их важное практическое значение. К ним относятся породы ряда углей (торф, ископаемые
угли), горючие сланцы.
21. 22 Процессы выветривания, их сущность и направленность, коры выветривания
Большинство геологических процессов на поверхности Земли обусловлены
действием солнечной энергии и силы тяжести. Такие процессы называются экзогенными.
Все горные породы под воздействием целого ряда факторов постепенно разрушаются –
выветриваются. Образовавшиеся мелкие обломки – дресва, песок, глина смываются
дождем, водными потоками, т.е. перемещаются. Этот процесс называется денудацией
(денудо – смыв, лат.). В дальнейшем весь рыхлый материал где-то накапливается –
происходит его аккумуляция. Процесс разрушения первоначально монолитных горных
пород – выветривание является очень важным в ряду выветривания, денудации и
аккумуляции. Приходя в контакт в поверхностной части Земли с атмосферой,
гидросферой и биосферой горные породы, ранее находившиеся на глубине, подвергаются
изменению своего состояния, нарушению сплошности и, наконец, дезинтеграции,
разрушению на мелкие частицы. Какие же процессы приводят к выветриванию горных пород? Прежде всего это
физическое, механическое разрушение, а также химическое и биохимическое разложение
минералов и горных пород. Воздействие этих факторов усиливается тем, что как в
магматических, так и в осадочных породах, всегда присутствуют первичные трещины или
трещины отдельности, возникшие при сокращении объема породы, после ее остывания
или образования. Следовательно, увеличивается площадь соприкосновения породы с
воздухом и водой, в трещины легко проникают корни растений. Однако, наиболее существенным физическим фактором, вызывающим
дезинтеграцию пород, являются температурные колебания, как суточные, так и сезонные.
Темная поверхность горной породы летом может нагреваться до +60°С, а в пустынях и
выше. В тоже время внутренняя часть породы гораздо холоднее. Ночью температура
падает, а днем снова возрастает. Морозное или механическое выветривание связано с увеличением объема воды,
попавшей в трещины, при замерзании. Вода, замерзая превращается в лед, объем которого
на 10% больше и при этом создается давление на стенки, например, трещины, до 200 Мпа,
что значительно больше прочности большинства горных пород. Такое же
расклинивающее действие на породы оказывают кристаллы соли при их росте из
раствора. Механическое расклинивающее воздействие на горные породы оказывают
корни деревьев и кустарников, которые увеличиваясь в объеме создают большое
добавочное напряжение на стенки трещины. Хорошо известно как раньше раскалывали
гранитные блоки. В них забивали дубовые клинья, поливали их водой и разбухший клин
разрывал породу на блоки. Даже мелкие грызуны, а также черви, муравьи и термиты
оказывают механическое воздействие на горную породу, роя ходы до 1,5 м глубиной.
Земляные черви способны переработать до 5 т почвы на 1 га за 1 год. При этом
поверхностные слои почвы обогащаются гумусом. Улитки высверливают глубокие ходы в
карбонатных породах, а муравьи роют неглубокие, но многочисленные ходы, разрыхляя
почву и способствуя проникновению в нее воздуха.
Очевидно, что температурное выветривание шире всего проявляется в условиях
жаркого климата, особенно в пустынях, где велики перепады дневных и ночных
температур, достигающие 50°С. Морозное выветривание свойственно полярным и
субполярным областям, а также высокогорьям, для которых характерны развалы
обломков горных пород. Химическим выветриванием называется разрушение горных пород под
воздействием воды, кислорода, углекислоты и органических кислот, содержащихся в
воздухе и воде и воздействующих на поверхность пород, растворяя их (рис. 5.2).
Химические выветривание представлено несколькими
основными типами: растворением, окислением,
гидратацией, восстановлением, карбонатизацией,
гидролизом. Растворение играет наиболее важную роль, т.к. связано с воздействием воды, в
которой растворены ионы Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Cl?, SO2-, HCO3
-. Особенно существенны
ионы водорода (Н+), гидроксильный ион (ОН-) и содержание О2, СО2 и органических
кислот. Как известно, концентрация ионов Н+ оценивают в виде рН – логарифма
концентрации ионов. Окисление представляет собой взаимодействие горных пород с кислородом и
образование оксидов или гидрооксидов, если присутствует вода. Сильнее всего
окисляются закисные соединения железа, марганца, никеля, серы, ванадия и других
элементов, которые легко соединяются с кислородом. Карбонатизация представляет собой реакцию ионов карбоната и бикарбоната с
минералами, которая ведет к образованию карбонатов кальция, железа, магния и других.
Большая часть известных нам карбонатов хорошо растворяется в воде и выносится из
зоны выветривания. Именно поэтому грунтовые воды в таких местах обладают высокой
жесткостью.
Гидратация – это процесс присоединения воды к минералам и образование новых
минералов. Самый простой пример – переход ангидрита в гипс:
CaSO4 + 2 H2O ? CaSO4 ? 2H2O
Или гематита в гидроокислы железа:
Fe2O3 + n H2O ? Fe2O3 ? n H2O
Объем породы при гидратации увеличивается, что может привести к деформациям
отложений.
Биологическое выветривание. Живое вещество, с точки зрения В.И.Вернадского,
создает химические соединения, которые могут производить большую геологическую
работу. Элювий или кора выветривания представляет собой геологическое тело, развитое на
определенной площади или вдоль какой-либо зоны в горных породах, сложенное
продуктами переработки поверхностных горных пород процессами физического,
химического и биохимического выветривания. Элювий не перемещается, он остается на
месте разрушенных пород. Естественно, что процессы формирования элювия развиваются
на слабо расчлененном, выровненном рельефе, достигшем стадии зрелости. Именно в
таких условиях и формируются коры выветривания, представляя собой остаточные
продукты разрушения пород. Кора выветривания, как и ее мощность зависит от ряда
факторов. Наиболее благоприятные условия создаются при высокой температуре, высокой
влажности и выровненном рельефе. В таких условиях жаркого гумидного климата
образуются латеритные красные коры выветривания, состоящие из минералов
гидрооксидов и оксидов алюминия, железа и титана с примесью каолинита
В связи с тем, что верхняя часть коры выветривания обладает наибольшей степенью
разложения первичного материала, в ней присутствуют глинозем (Al2O3) и гидроокислы
железа, которые придают элювию в сухом состоянии высокую прочность, напоминая
красный кирпич. Эта твердая самая верхняя часть латеритной коры выветривания называется
панцирем или кирасой (кираса – панцирь, фр.). Нижняя часть латеритной коры выветривания
имеет неровную границу, с глубокими карманами над более раздробленными участками
пород, где залегает дресва – мелкие обломки этих же коренных горных пород.
В областях с гумидным климатом распространен глинистый элювий – слой или
толща глин, в которых сохраняется реликтовая структура коренных пород.
Над рудными залежами сульфидных руд иногда образуются рудные «шляпы»,
специфические коры выветривания, прочные корки из разложившихся сульфидных
минералов.
2. Иллювий или инфильтрационная кора выветривания, еще один из типов гипергенеза, в
котором вещество, замещающее коернные породы, привнесено извне. Иллювиальные
коры выветривания имеют различный состав и мощность в зависимости от химического
состава инфильтрующего раствора, физико-химических и климатических обстановок.
Встречаются сульфатные, карбонатные, кремнистые и соляные (солончаки и солонцы)
иллювиальные коры выветривания.
Выделяется также подводный гипергенез или гальмиролиз. Этот процесс связан с
воздействием морской воды на отложения океанского или морского дна. Магматические
породы в этом случае располагаются с образованием глин, а вулканические пеплы
превращаются в особую глинистую массу.
Современные коры выветривания обладают небольшой мощностью и они, как
правило, еще не сформировались, т.к. время было недостаточно. В далекие геологические
времена, когда большие пространства континентов обладали слабо расчлененным,
выровненным рельефом, в условиях благоприятного климата формировались мощные до
100 и более метров коры выветривания, обладающие характерным вертикальным
профилем. В их основании располагалась дресва коренных пород, сменяемая выше зоной
с гидрослюдами и в верхней части разреза находилась толща каолиновых глин. Подобный
стиль разреза древней, мезозойской коры выветривания характерен для гранитных пород
Урала, а для других коренных пород зональная последовательность в коре выветривания
может быть иной. С древними корами выветривания связаны разнообразные полезные
ископаемые, такие как, бокситы, основное сырье для получения алюминия; гидроокислы и
окислы железа, марганца; гидросиликаты никеля, развитые по ультраосновным породам и
многие другие. В настоящее время мы наблюдаем лишь сохранившиеся остатки древних кор
выветривания, уцелевших от эрозии в западинах и карманах рельефа. А раньше они были
площадными, занимая большие пространства или, наоборот, имели линейный характер,
будучи приуроченными к раздробленным зонам крупных разломов.
Чаще всего перечисленные выше типы выветривания действуют одновременно.
Однако, под воздействием климата, водного режима, смены суточной и сезонной
температур, решающим становится какой-нибудь один тип, подчиняясь климатической
зональности. Так, во влажной тропической зоне химическое выветривание, благодаря
высокой температуре протекает интенсивно, с максимумом выщелачивания. Несколько
менее энергично такое же выветривание происходит в таежно-подзолистой зоне. В
пустынях, полупустынях и тундре преобладает физическое выветривание, тогда как
химическое сходит на нет.
23-24. Взаимосвязь различных видов эоловых процессов. Меры борьбы с опустыниванием
Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 258; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!