Коллизия континентов

Это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км.

Трансформный разлом

Тип разлома, который располагается вдоль границы литосферной плиты. Относительное движение плит является преимущественно горизонтальным и направленным вдоль разлома, то есть кора в месте разлома не создаётся и не уничтожается. Направление сдвига бывает левое и правое .

Они возникают между плитами которые двигаются параллельно курсу, но с разной скоростью, ориентированы перпендикулярно срединно – океаническим хребтам .

Не все разломы являются трансформными, и не все границы плит имеют трансформные разломы. Большинство трансформных разломов расположены на океаническом дне, где они смещают активные раздвигающиеся хребты и формируют зигзагоподобные границы плит. Однако наиболее известные трансформные разломы находятся на суше. В океанах трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома. На этом участке постоянно происходят землетрясения и горообразование, вокруг разлома формируются многочисленные оперяющие структуры — надвиги, складки и грабены. В результате, в зоне разлома нередко обнажаются мантийные породы.

По обе стороны от сегментов СОХ находятся неактивные части трансформных разломов. Активных движений в них не происходит, но они чётко выражены в рельефе дна океанов линейными поднятиями с центральной депрессией.

Трансформные разломы формируют закономерную сетку и, очевидно, возникают не случайно, а в силу объективных физических причин. Совокупность данных численного моделирования, теплофизических экспериментов и геофизических наблюдений позволила выяснить, что мантийная конвекция имеет трёхмерную структуру. Кроме основного течения от СОХ, в конвективной ячейке за счёт остывания верхней части потока, возникают продольные течения. Это остывшее вещество устремляется вниз вдоль основного направления течения мантии. В зонах этого второстепенного опускающегося потока и находятся трансформные разломы. Такая модель хорошо согласуется с данными о тепловом потоке: над трансформными разломами наблюдается его понижение.

Тема «ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ВРЕМЯ И ОСНОВЫ СТРАТИГРАФИИ»

Вопрос №30. Относительный возраст геологических событий и методы его определения. Основы стратиграфии: законы Стено.

Во второй половине XVII века датский учёный Николай Стено провёл наблюдения смятых в сложные складки слоистых толщ в районе Флоренции. Выражаясь современным языком, Стено наблюдал складчатые толщи, относящиеся к трем разным структурным этажам:

- нижний этаж, сложенный очень интенсивно деформированными толщами;

- средний этаж, в котором толщи были смяты сильно, но существенно слабее, чем в нижнем этаже;

- верхний этаж со слабо проявленной складчатостью.

На основе своих наблюдений Стено пришёл к следующим выводам:

- каждый конкретный слой в каждой толще первоначально откладывался горизонтально;

- при ненарушенном залегании каждый нижележащий слой древнее перекрывающего;

- современное наклонное положение слоёв и все наблюдаемые в них разрывные деформации обусловлены более поздними тектоническими движениями;

- у каждого слоя есть кровля и подошва, и независимо от того, как сейчас залегают слои (нормально, субвертикально или перевёрнуто) кровля остаётся кровлей, а подошва – подошвой.

Идеи Стено не были восприняты его современниками, но получили широкое признание в XVIII веке и были названы законами Стено.

Стено также отметил, что породы нижнего этажа лишены окаменелостей, а среднего и верхнего, наоборот, содержат их в больших количествах. Стено назвал породы нижнего этажа первичными, среднего – вторичными и верхнего – третичными. Последний термин употребляется и в наше время.

Помимо законов Стено, при определении относительных возрастных соотношений различных пород важны ещё два принципа, сформулированные позже:

1) Принцип включений. Если в каком либо слое находится обломок какой-то другой породы, то эта порода древнее слоя. Также и в интрузивных породах и лавовых потоках любое включение (ксенолит) представлено более древней породой.

2) Принцип пересечения. Любое тело изверженных пород, пересекающее толщу слоёв, моложе этих слоёв.

Интересно отметить, что в кристаллографии также есть закон Стено – это закон постоянства углов в кристаллах, открытый этим же учёным.

Вопрос №31. Особенности осадочных пород и методы их расчленения и корреляции. Законы Стено [смотри вопрос №30]. Литологический и палеонтологический метод, руководящие окаменелости. Фации осадочных пород [смотри вопрос №32].

Литологический и палеонтологический метод. При стратиграфических исследованиях осуществляется две последовательных операции:

- расчленение разреза на стратиграфические подразделения (слои, пачки);

- возрастная корреляция стратиграфических подразделений (зачастую выделенных в удалённых друг от друга районах).

Основными методами, расчленения разреза и последующей корреляции стратиграфических подразделений являются литологический и палеонтологический.

Литологический метод. Суть метода заключается в расчленении разреза на отдельные слои и пачки, отличающиеся по составу пород, особенностям их структуры и текстуры, окраске, наличию характерных и только им присущих минералов и т.д. – то есть по любым особенностям вещественного состава выделяемых подразделений. Стратиграфические подразделения, выделенные на основе литологического метода, называются литостратиграфическими.

Сопоставление отдельных разрезов с помощью литологического метода делается путём сравнения слоёв и пачек в соседних обнажениях. На небольших участках слои, выделенные на одном обнажении, прослеживают шаг за шагом к другим обнажениям, доказывая тем самым их одновозрастность. Иногда таким образом удаётся проследить отдельные слои и пачки на десятки и первые сотни километров.

Для стратиграфической корреляции особый интерес представляют так называемые маркирующие горизонты, выделяющиеся какими-либо легко различимыми особенностями (цвет, особенности состава, наличие каких-либо включений и т.д.). Это могут быть прослои туфов в глинистой толще, прослои известняка в терригенной толще и т.д. Маркирующие горизонты позволяют гораздо легче расчленять мощные толщи и прослеживать границы стратиграфических подразделений.

Как правило, литостратиграфические подразделения выделяются непосредственно во время работы на обнажениях. В случае если изучаемый разрез литологически однообразен, то для прослеживания одновозрастных горизонтов требуется очень кропотливое лабораторное изучение отобранных образцов (определение тонких особенностей минерального или химического состава и т.д.).

Литологический метод позволяет сопоставлять только разрезы, расположенные относительно близко, в пределах одного бассейна осадконакопления или лишь его отдельных участков, где выдержаны закономерности состава и строения толщ.

Палеонтологический метод. Суть метода заключается в расчленении разреза на отдельные слои и пачки, отличающиеся по составу заключённых в них ископаемых фауны и флоры. Одновозрастные слои содержат сходные ископаемые, при этом ископаемые следуют друг за другом в определённом порядке. Фаунистические и флористические комплексы никогда не повторяются в геологическом времени, так как исчезнувшие виды уже не появляются вновь, поэтому каждый конкретный такой комплекс служит надёжным признаком того, что отложения, в которых они содержатся, образовались в строго определённом интервале геологического времени. Стратиграфические подразделения, выделенные на основе палеонтологического метода, называются биостратиграфическими.

Литостратиграфические и биостратиграфические подразделения могут не совпадать, так как могут не совпадать время смены обстановок осадконакопления и время смены фаунистических комплексов. Более того, пограничные поверхности литологически однородных слоёв могут испытывать миграцию по возрасту (принцип Головкинского). Так, например, при медленной трансгрессии моря, слой мелководных осадков будет откладываться в разных частях слоя неодновременно.

Руководящие окаменелости. Руководящими окаменелостями называют остатки вымерших растений и животных, которые отвечают следующим требованиям:

- небольшое вертикальное распространение (по разрезу);

- широкое горизонтальное распространение (по площади);

- наличие в большом количестве;

- хорошая сохранность;

- характерные особенности, по которым их легко определять.

Из общего набора окаменелостей, встреченных в определённом слое разреза, выбирают один или несколько характерных для этого слоя, которые отвечают вышеназванным требованиям. Слои, содержащие полностью или частично совпадающие руководящие формы, считаются одновозрастными.

Метод руководящих окаменелостей был первым палеонтологическим методом, который нашёл широкое применение в стратиграфии. Его достоинством является относительная простота и оперативность, но более строгие стратиграфические выводы можно делать лишь с учётом данных обо всём комплексе сохранившихся в изучаемом слое окаменелостей, а не только о руководящих формах.

Вопрос №32. Особенности осадочных пород и методы их расчленения и корреляции. Понятие стратиграфического разреза (колонки), согласное и несогласное залегание, перерывы в осадконакоплении, типы несогласий (параллельное и угловое).

Понятие стратиграфического разреза (колонки). Изучение взаимоотношений слоёв в конкретном обнажении позволяет расположить их в стратиграфической последовательности и составить стратиграфическую колонку. Она представляет собой чертёж, на котором в определённом выбранном масштабе показана последовательность слоёв и пачек горных пород в нормальном залегании (т.е. более древние слои внизу, более молодые – вверху). На стратиграфической колонке знаками или текстом показываются следующие сведения о каждом из стратиграфических подразделений: название (или индекс); возраст; мощность; литологическая и палеонтологическая характеристика (литологический состав часто показывают на чертеже различными видами крапа).

На стратиграфической колонке также показывается характер контактов между смежными стратиграфическими подразделениями. Согласные границы показываются тонкими прямыми линиями, несогласные – тонкими волнистыми линиями, тектонические границы показываются толстыми прямыми линиями.

Стратиграфическая колонка может быть составлена по результатам наблюдений на одном обнажении, а может и по результатам наблюдений на нескольких обнажениях. Такие колонки называются сводными, и в этих случаях производится корреляция слоёв, а затем наблюдения на одних обнажениях наращиваются вверх по разрезу наблюдениями на других обнажениях.

Возрастная последовательность слоёв в тех толщах, которые залегают горизонтально или слабонаклонно очевидна – более молодые слои лежат над более древними. При залеганиях близких к вертикальному или при очень интенсивной складчатости, для определения возрастной последовательности слоёв в конкретном обнажении требуется проводить специальные наблюдения. В некоторых случаях можно определить в конкретных слоях, какая поверхность являлась его подошвой, а какая – кровлей, и на этом основании определить возрастную последовательность во всём разрезе.

Согласное и несогласное залегание, перерывы в осадконакоплении, типы несогласий (параллельное и угловое). Если слои осадочных пород залегают в строгой стратиграфической последовательности (без возрастных перерывов), то такое залегание называется согласным. Границы слоёв при этом всегда параллельны или почти параллельны.

В случае если какие-то слои в разрезе отсутствуют, то залегание называют несогласным. Отсутствие каких-либо возрастных слоёв связано с перерывами в осадконакоплении, причиной которых чаще всего является подъём соответствующей территории. В толщах морских осадков перерывы в осадконакоплении чаще всего бывают связаны с подъемом и осушением дна, но иногда (значительно реже) – с усилением скорости придонных течений.

Перерывы в осадконакоплении, как правило, сопровождаются размывом верхней части ранее накопившихся осадков. Сколько осадков при этом было размыто, как правило, сказать невозможно. Также невозможно определить и точное время начала размыва.

В случае если соответствующий участок земной коры не испытал во время перерыва в осадконакоплении никаких наклонов и залегание старых слоёв осталось горизонтальным, то новые слои будут откладываться параллельно старым. Такое несогласие называется параллельным.

Если же в результате тектонических деформаций старые слои были смяты в складки или наклонены, то их залегание будет отличаться на какой-то угол от горизонтального залегания новых слоёв. Такое несогласие называется угловым.

Вопрос №33. Особенности осадочных пород и методы их расчленения и корреляции. Фации осадочных пород. Трансгрессивный и регрессивный разрезы.

Фации осадочных пород. Существует два подхода к определению понятия фации. Согласно палеогеографическому подходу, фация представляет собой физико-географическую обстановку или единицу ландшафта, в пределах которой формируются сходные в литологическом и палеонтологическом отношении осадки. Согласно геологическому подходу, фация есть часть слоя одновозрастных пород, отличающаяся от других частей этого же слоя своими литологическими и палеонтологическими особенностями, которые называются фациальными признаками (фации в этом понимании часто называют литофациями). Основное свойство фаций и литофаций – их однородность.

Изучение фаций (в обоих пониманиях этого слова) опирается на принцип актуализма, так как изучение современных процессов и обстановок осадконакопления даёт возможность понять процессы и обстановки формирования древних осадочных пород. В качестве примера фациальной изменчивости внутри одновозрастного слоя можно привести изменение характера одновозрастных осадков по мере удаления от берега: вблизи берега отлагаются песчаные осадки, которые постепенно сменяются глинистыми, а затем в некоторых случаях и карбонатными. Исследуя подобный слой в древних осадочных толщах, можно сделать вывод, с какой стороны в соответствующую геологическую эпоху находилась суша.

Среди фаций выделяют три два главных типа – континентальные, морские и переходные (для областей чередования континентальных и морских обстановок), каждый из которых делится на многочисленные виды. Так среди континентальных фаций выделяют, прежде всего, наземные и пресноводные, а по климату – аридные, гумидные и полярные фации. Среди пресноводных фаций выделяют речные, озёрные и болотные, а среди наземных – пустынные, ледниковые и др. Среди морских фаций выделяют, прежде всего, прибрежные, мелководные и глубоководные. Среди переходных фаций выделяют дельтовые, лагунные и др.

При выделении литофаций определяющими признаками является минеральный и гранулометрический состав осадочных пород. По гранулометрическому составу выделяют, например, галечниковые, песчаные, глинистые и другие фации. Размерность обломков в осадочных породах зависит от скорости потока, из которого они отложились. Минеральный состав отражает, с одной стороны, состав размываемых пород, с другой стороны, степень перемыва осадков и скорость их захоронения. Чем меньше длился перемыв и чем быстрее произошло захоронение осадков, тем более пёстрый минеральный состав осадков. Чем дольше длился перемыв, тем меньше остаётся в осадках неустойчивых минералов (в конце концов, в них остаётся почти один кварц).

В толщах органогенных пород или в терригенных породах, содержащих органические остатки, могут выделяться биофации, характеризующие разным набором окаменелостей организмов, которые жили одновременно, но в разной обстановке. Выделение фаций осадочных пород позволяет геологам определять (иногда с большой детальностью) физико-географические обстановки прошлого.

Трансгрессивный и регрессивный разрезы. Трансгрессией называют наступление моря, которое может происходить в каком-либо конкретном районе либо из-за того, что этот район испытывает тектоническое опускание, либо из-за того, что происходит общий подъём уровня Мирового океана. При этом формируются трансгрессивные серии осадочных пород, в которых континентальные отложения сменяются вверх по разрезу морскими (вначале прибрежными и мелководными, а затем всё более и более глубоководными).

Регрессией называют отступление моря, которое может происходить либо из-за тектонического подъёма района, либо из-за общего опускания уровня Мирового океана. При этом формируются регрессивные серии осадочных пород, в которых морские отложения (от более глубоководных к мелководным и прибрежным) сменяются вверх по разрезу континентальными отложениями.

В тех случаях, когда уровень моря испытывал ритмические колебания формируются ритмы осадочных пород с нижней трансгрессивной и верхней регрессивной частями. Особенно характерны ритмы для угленосных толщ. Мощность ритмов может меняться от нескольких метров до 100 м и более.

Вопрос №34. Геохронологическая шкала, ее создание, героический период в истории геологии, первые геологический конгрессы.

Геохронологическая шкала — геологическая временная шкала истории Земли, применяемая в геологии и палеонтологии, своеобразный календарь для промежутков времени в сотни тысяч и миллионы лет. Согласно современным общепринятым представлениям возраст Земли оценивается в 4,5—4,6 млрд лет. На поверхности Земли не обнаружены горные породы или минералы, которые могли бы быть свидетелями образования планеты. Максимальный возраст Земли ограничивается возрастом самых ранних твёрдых образований в Солнечной системе — тугоплавких включений, богатых кальцием и алюминием из углистых хондритов.

Создание шкалы: Во второй половине XIX века на II—VIII сессиях Международного геологического конгресса (МГК) в 1881—1900 гг. были приняты иерархия и номенклатура большинства современных геохронологических подразделений. В последующем Международная геохронологическая (стратиграфическая) шкала постоянно уточнялась.

Конкретные названия периодам давали по разным признакам. Чаще всего использовали географические названия. Так, название кембрийского периода происходит от лат. Cambria — названия Уэльса, когда он был в составе Римской империи. Реже использовались названия, связанные с составом пород. Каменноугольный период назван из-за большого количества угольных пластов, а меловой — из-за широкого распространения писчего мела.

Героический период развития геологии (первая половина ХIХ в.).

1. Рождение биостратиграфии и палеонтологии.

2.Первая тектоническая гипотеза - гипотеза "кратеров поднятия".

3.Катастрофисты и эволюционисты - исторический спор двух научных лагерей.

4.Разработка стратиграфической шкалы фанерозоя.

5.Начало геологического картирования.

6.Успехи в изучении минералов.

7.Начало химического этапа изучения минералов.

8.Учение о сингониях, изоморфизме и полиморфизме и парагенезе минералов.

Международный геологический конгресс— некоммерческая научная и образовательная организация, проводящая свои собрания в сотрудничестве и при поддержке Международного союза геологических нау Основной целью Конгресса является содействие глобальному развитию фундаментальных и прикладных исследований в области наук о Земле.

В 1875 году ведущие учёные в области наук о Земле cформировали комитет для организации международного геологического конгресса. Первый Конгресс был созван в 1878 году во время Всемирной выставки в Париже. В нём участвовали 310 учёных из 23 стран. С тех пор состоялись 33 Конгресса. Последний, 34-й Международный геологический конгресс проходил в августе 2012 года в Брисбене, Австралия.

Вопрос №35. Геологическое время. Абсолютный возраст: основы геохронологии.

Абсолютный геологический возраст какого-либо события истории Земли — время, прошедшее от этого события до настоящего времени; исчисляется в тысячах, миллионах и миллиардах лет.

Название «абсолютный» используется, чтобы отличать его от относительного возраста — привязки события к определённым интервалам геохронологической шкалы — эре, периоду, эпохе и веку. Относительный возраст обычно определяется методом руководящих ископаемых. Абсолютный геологический возраст горных пород чаще всего определяется методом радиоизотопного датирования — по накоплению продуктов распада радиоактивных элементов, входящих в состав этих горных пород. В этом случае он называется также изотопным или радиологическим возрастом.

Основы геохронологии

Геохронология - геологическое летосчисление, учение о хронологической последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) геохронологию.

Относительная геохронология заключается в определении относительного возраста горных пород, который даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная геохронология устанавливает т. н. абсолютный возраст горных пород, т.е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет.

Относительная геохронология. Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород, а также вулканических пород (лав) широко применяется принцип последовательности напластования. Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относительный возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т.е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется палеонтологический метод, основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших останков вымерших животных и растений (морских раковин, отпечатков листьев и т.д.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т.е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относительного возраста горных пород был применен в начале 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретического обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе французский геолог и палеонтолог А. Д'Орбиньи, предполагали, что смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с «творческими актами божества». Учение Ч. Лайеля о медленных естественных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и В.О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали материалистическое обоснование палеонтологическому методу.

В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая название стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологического метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя - докембрийская - часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя - фанерозойская - часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы. Каждая система подразделяется на 2-3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Наикрупнейшим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (например, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, которая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определённые подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение которого отложились породы любой из систем, носит название периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфическому подразделению - эонотеме - отвечает хронологический термин - эон. Существуют два эона - докембрийский, или криптозойский, и фанерозойский. Продолжительность более древнего - докембрийского эона составляет около 5/6 всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением последнего - антропогенового (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропогена проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Некоторые исследователи считают выделение антропогеновых отложений в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода.

Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединённые в единой геохронологической шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологические исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся некоторые изменения и уточнения.

Абсолютная геохронология. В начале 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже нераспадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана (238U) распадается наполовину за время, равное 4,51.109 лет, тория (232Th) за 1.41.1010 лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. В 1907 по инициативе Э. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаде определил возраст ряда радиоактивных минералов по накоплению в них свинца. В СССР инициатором радиологических исследований был В.И. Вернадский. Его начинания продолжили В. Геохронология Хлопин, И.Е. Старик, Э.К. Герлинг. В 1937 была создана Комиссия по определению абсолютного возраста геологических формаций.

Цифры, полученные в результате первых определений абсолютного возраста пород, позволили английскому геологу А. Холмсу в 1938 предложить первую геохронологическую шкалу фанерозоя. Эта шкала неоднократно уточнялась и перерабатывалась.

Методы определения абсолютного возраста. Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой:

D = Р (е^lt - 1),

где D - число атомов нерадиоактивного вещества, возникших за время t; Р - число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент; е - основание натуральных логарифмов; l - константа распада, которая показывает, какая часть атомов радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т.д.) по отношению к первоначальному количеству. Иногда скорость распада выражают периодом полураспада (T) - временем, в течение которого любое количество вещества распадается наполовину. Отношение D/P является функцией возраста (t) минерала. Так: . Отсюда возраст образца минерала (t) может быть вычислен по формуле: Истинный возраст может быть определён в том случае, если отношение D/P изменяется только от радиоактивного распада, т.е. минерал представляет собой замкнутую систему.

Основные типы радиоактивного распада, используемые для определения возраста, следующие:

²³⁸U®²⁰⁶Pb + 8⁴He, ²³⁵U®²⁰⁷Pb + 7⁴He, ²³²Th®²⁰⁸Pb + 6⁴He, ®⁴⁰Ar ⁴⁰K + e®Ca + b ⁸⁷Rb®⁸⁷Sr + b, ¹⁸⁷Re®¹⁸⁷Os + b.

В зависимости от конечных продуктов распада выделяют следующие методы ядерной Г: свинцовый, гелиевый, аргоновый, кальциевый, стронциевый и осмиевый. Наиболее широкое применение из них получили свинцовый, аргоновый и стронциевый.

Свинцовый метод основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите). Он является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте ураноториевого минерала достигается по трем независимым уравнениям:

Pb, U и Th обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана и тория; l₁, l₂ и l₃ - константы распада изотопов²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th.

Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение

Это уравнение даёт наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом на протяжении его геологической жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению , поскольку в настоящее время отношение равно 137,7 и практически во всех минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста, полученных по всем четырём уравнениям, свидетельствует о хорошей сохранности исследованного минерала, правильности проведённых анализов и достоверности вычисленного абсолютного возраста. Измерение изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре. Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах ²⁰⁶Pb/²³⁸U: ²⁰⁷Pb/²³⁵U (см. ниже). На неё наносят кривую OA (конкордия), вычисленную теоретически для разных возрастов, и прямую OB (изохрона), на которую ложатся результаты измерений для нескольких исследованных одновозрастных минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой OA с прямой OB.

Поскольку все радиоактивные минералы содержат наряду с радиогенным свинцом примесь свинца обыкновенного, при вычислении возраста приходится вносить поправку. Для того, чтобы избежать этого, был предложен метод определения возраста, основанный на измерении изотопного состава свинца в нескольких минералах одной и той же породы с целью построения по полученным результатам изохроны. Диаграмма строится в координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb; ²⁰⁶Pb /^204Pb. Данные изотопного состава свинца минералов, если они одновозрастны, ложатся на одну прямую - изохрону. Тангенс угла наклона этой прямой к оси абсцисс является отношением ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, по которому согласно формуле определяется возраст породы.

Может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов, если известен изотопный состав Pb. Обычный свинец состоит из смеси четырёх изотопов ²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, из которых ²⁰⁴Pb не связан с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в результате радиоактивного распада урана и тория, причём темп прироста того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно ²⁰⁴Pb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудногосвинца, принято называть модельным возрастом, поскольку он справедлив лишь для такой модели (системы), в которой отношение Pb: U: Th изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, которые становятся более частыми в молодых геологических формациях.

Аргоновый метод. Основан на радиогенном накоплении аргона в калиевых минералах. Будучи более доступным благодаря лёгкости получения необходимого материала (калиевые минералы) и относительно простой его обработке, пользуется большой популярностью. Отрицательной чертой его является отсутствие внутреннего контроля (одно уравнение). Как показали многочисленные экспериментальные исследования, калиевые минералы сравнительно легко теряют радиогенный аргон. В меньшей степени это относится к слюдам и в значительно большей степени к полевым шпатам, что делает их малопригодными для определения возраста. Важной положительной чертой аргон-метода является возможность применения его для определения возраста осадочных отложений по минералу глаукониту. Опыт определения возраста неизмененных глауконитов как молодого (мезокайнозойского), так и древнего возраста показал, что глауконит хорошо удерживает аргон и калий вне зависимости от времени. Несмотря на свою сравнительно малую устойчивость, минерал этот удобен тем, что даже при небольших изменениях, ставящих под сомнение пригодность данного образца, он сразу же обнаруживает изменение окраски и химического состава.

Стронциевый метод, основанный на радиоактивном распаде ⁸⁷Rb и превращении его в ⁸⁷Sr, не приобрёл большого распространения. Причина заключается в том, что в районах с высоким общим содержанием рубидия, последний может быть привнесён в минералы значительно позже времени их образования, в результате чего при определении возраста этих минералов возможны сильные искажения в сторону «омоложения»; наоборот, в районах с интенсивным щелочным метасоматозом рубидий легко выносится из минералов и тогда значение возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb становится сильно преувеличенным. Обычно при измерении возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb из гранита выделяют составляющие его минералы и в каждом из них определяют ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ⁸⁷Rb/8₆Sr. На диаграмме в координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr: ⁸⁷Rb/8₆Sr данные анализов отдельных минералов гранита располагаются на одной прямой - изохроне, вытянутой вправо вверх. Тангенс угла наклона изохроны с осью абсцисс представляет собой величину ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb, определяющую возраст данной породы. Для оценки возраста геологических объектов в пределах 60000 лет огромное значение приобрёл радиоуглеродный метод, основанный на том, что в атмосфере Земли под воздействием космических лучей за счёт обильного азота идёт ядерная реакция ¹⁴N + n= ¹⁴С + Р; вместе с тем ¹⁴С радиоактивен и имеет период полураспада более 5700 лет. В атмосфере установилось равновесие между синтезом и распадом этого изотопа, вследствие чего содержание ¹⁴С в воздухе постоянно. Растения и животные при их жизни всё время обмениваются углеродом с атмосферой, поэтому концентрация в них ¹⁴С поддерживается на постоянном уровне; в мёртвых организмах обмен с атмосферой прекращается и концентрация в них ¹⁴С начинает падать по закону радиоактивного распада. Измеряя содержание ¹⁴С с помощью высокочувствительной радиометрической аппаратуры, можно установить возраст органических остатков. Так, например, по костям и шкуре мамонта на Таймыре был установлен возраст его захоронения (11000 лет). Тот же метод помог датировать эпохи оледенения в Европе и Северной Америке, определить возраст следов древних человеческих культур и т.д.

Тема «ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛАВНЫХ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ»

Вопрос №36. Развитие органического мира и основные события геологической истории Земли. Фанерозойский эон.

Палеозойская эра (570 – 250 млн. лет назад).

Развитие органического мира. В начале кембрия в осадочных породах появляются многочисленные палеонтологические остатки. Переход от протерозойских «немых» толщ к кембрийским, которые изобиловали окаменелостями, был очень резким. При этом кембрийская жизнь уже была очень сложной – в начале кембрия существовали все типы современных животных, кроме позвоночных, а к началу ордовика появились и первые позвоночные. К девону позвоночные (рыбы) уже господствовали в океане.

Медленное накопление кислорода в атмосфере, происходившее в течение всего докембрия и самого начала палеозоя, благодаря фотосинтезирующим водорослям моря, привело к тому, что в атмосфере появился небольшой озоновый слой, защитивший земную поверхность от жесткого ультрафиолетового излучения. Это сделало принципиально возможным жизнь на суше, и около 500 млн. лет назад (в ордовике) начался выход жизни на сушу. Первоначально появились растения (водоросли), которые могли существовать в приливно-отливной зоне, но примерно 400 млн. лет назад (в девоне) растительность уже смогла полностью закрепиться в прибрежной полосе суши, и далее она стала распространяться по всей суше. Примерно 300 млн. лет назад (в карбоне) растительность уже покрывала всю поверхность суши. Первоначально господствующими растениями были споровые (в частности, папоротники), а в конце палеозоя – голосеменные.

Вслед за растениями из моря на сушу сразу вышли и животные – прежде всего, членистоногие и позвоночные (земноводные). Первоначально на суше господствовали земноводные но резкая аридизация климата в перми привела к тому, что появились более приспособленные к новым условиям пресмыкающиеся, которые быстро заняли доминирующее положение.

Основные события геологической истории. В течение раннего и среднего палеозоя продолжался распад протерозойской Пангеи I, но в позднем палеозое континенты снова стали собираться вместе и в конце палеозоя собрались в новый суперконтинент Пангея II. Столкновения палеозойских континентов приводили к образованию палеозойских складчатых поясов, хорошо распознаваемых в структуре современных континентов.

Мезозойская эра (250 – 65 млн. лет назад).

Развитие органического мира. В течение всего мезозоя на суше господствовали пресмыкающиеся, хотя появились уже и первые птицы и млекопитающие. Среди пресмыкающихся были широко представлены гигантские формы (особенно к концу эры). 65 млн. лет назад произошло очень резкое вымирание многих групп наземных и морских животных, что связывают с глобальной катастрофой, вызванной падением на Землю крупного астероида. В растительном мире к концу мезозоя господствующее положение заняли покрытосеменные цветковые растения.

Основные события геологической истории. Суперконтинент Пангея II, собравшийся в конце палеозоя, почти сразу же начал раскалываться снова. В течение триаса в разных районах Пангеи шло развитие континентальных рифтовых систем, а в юре (около 180 млн. лет назад) начался собственно распад Пангеи, вначале на два суперконтинента – южную Гондвану и северную Лавразию, а затем и на более мелкие континенты. В ходе этого процесса произошло раскрытие Атлантического и Индийского океанов.

Кайнозойская (от 65 млн. лет назад до настоящего времени).

Развитие органического мира. После мгновенного исчезновения динозавров господствующее положение на суше заняли млекопитающие. В четвертичном периоде биологическая эволюция привела к появлению человека.

Основные события геологической истории. В течение кайнозоя, с одной стороны, продолжается раскрытие Атлантического и Индийского океанов с соответствующим расхождением окружающих их континентов, с другой стороны происходило сближение и столкновение северных и южных континентов. Так, Индия столкнулась с восточной Евразией, а затем Африка-Аравия столкнулась с западной Евразией. Эти коллизии привели к формированию Альпийско-Гималайского складчатого пояса, протянувшегося через всю Евразию.

Изоляция Антарктиды привела к её оледенению, начавшемуся в середине палеогена (около 40 млн. лет назад). В течение второй половины кайнозоя климат на Земле стал значительно более суровым, чем, например, в мезозое, и подверженным резким колебаниям. Около трёх миллионов лет назад оледенение началось и в северном полушарии. Общий объём ледников на нашей планете и связанный с ним уровень Мирового океана испытывают в четвертичном периоде очень резкие колебания.

Билет №37. Характеристика главных геохронологических подразделений: развитие органического мира и основные события геологической истории Земли. Фанерозойский эон.

Среди геохронологических подразделений выделяются: эон, эра, период, эпоха, век, время.

Фанерозойский эон охватывает всего 570 млн. лет и расчленение соответствующей эонотемы отложений базируется на большом разнообразии многочисленной скелетной фауны. Фанерозойская эонотема подразделяется на три группы: палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую, отвечающие крупным этапам естественной геологической истории Земли, рубежи которых отмечены достаточно резкими изменениями органического мира. Эон (др.-греч. αἰών «век, эпоха») — в геологии, отрезок времени геологической истории, в течение которого формировалась эонотема; объединяет несколько эр.

В геологии различают четыре эона:

Фанерозой	542	млн. лет	(от	542	до	0	млн. лет тому назад).
Протерозой	1958	млн. лет	(от	2500	до	542	млн. лет тому назад).
Архей	1300	млн. лет	(от	3800	до	2500	млн. лет тому назад).
Катархей	770	млн. лет	(от	4570	до	3800	млн. лет тому назад).

Протерозой и архей ранее рассматривались как надэры. Геологическая эра — промежуток времени геологической истории, в течение которого сформировалась эратема (группа); подразделяется на геологические периоды; несколько эратем объединяются в эон. Например: палеозойская, мезозойская, кайнозойская эра. Геологи́ческий пери́од — это участок геохронологической шкалы, подинтервал геологической эры.

На геохронологической шкале большинство периодов разделяются на меньшие единицы, которые называются эпохи.

Геологическая эпоха — единица геохронологической шкалы, часть геологического периода, подразделяется на геологические века. В стратиграфии соответствует геологическому отделу, то есть геологическая эпоха — это тот промежуток времени в палеонтологической и геологической истории Земли, в течение которого отложился или образовался слой пород, образующих соответствующий геологический отдел.

Абсолютная длительность большинства эпох — 10-30 млн лет. Век геологический, промежуток времени, в течение которого отложилась толща горных пород, образующих ярус геологический. По данным изотопных определений, продолжительность В. г. близка к 10 млн. лет в палеозое и 5—6 млн. лет в мезозое и кайнозое. Несколько В. г. образуют эпоху геологическую.

Тема «ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ»

Билет №38. Развитие представлений о тектонических движениях. Эпейрогенические и орогенические движения. Появление представлений об эпохах складчатости (орогенеза). Современные тектонические движения и методы их изучения.

Первые представления об изменениях земной поверхности в результате подвижности земной коры возникли еще в античное время у древних греков и римлян. Тогда же и появились два основных направления в объяснении тектонических движений, из которых одно придавало главную роль действию воды, а второе — магматизму. Однако эти идеи были забыты вплоть до эпохи Возрождения

В 1669 году итальянский учёный датского происхождения Нильс Стенсен, известный как Николай Стено или Николаус Стенон, опубликовал «Предварительное изложение диссертации о твёрдом, естественно содержащемся в твёрдом» (лат. «De solido intra solidum naturaliter contento dissertationis prodromus»). В этом труде он сформулировал ряд принципов, оказавших влияние на разитие геологической науки, в том числе и тектоники:

• Принцип непрерывности слоёв. Осадочный слой изначально имеет непрерывное распространение и лишь затем может быть расчленен различными геологическими силами.

• Принцип суперпозиции слоёв. Каждый слой образовался путём осаждения из жидкости, и во время его образования нижележащие слои уже существовали, а вышележащие — ещё нет.

• Принцип первичной горизонтальности слоёв. Осадочные породы накапливаются горизонтальными слоями, а отклонения от горизонтального положения являются результатом последующих нарушений.

Н. Стенсен считал изменение залегания слоёв главной причиной формирования гор. Исходя из сформулированных им принципов, он предпринял попытку реконструировать геологическую историю Тосканы, при этом наклонное залегание слоев трактовалось им как результат обрушения^[. Сходные идеи об обрушении пластов как факторе формирования рельефа высказывал и немецкий учёный и философ Готфрид Вильгельм Лейбниц.

В 1705 году была опубликована работа английского исследователя Роберта Гука, в которой он связывал землетрясения иизвержения с действием подземного огня. Итальянский естествоиспытатель Антонио Лаццаро Моро считал вулканическую активность главным фактором формирования рельефа. Он полагал, что осадочные слои образовались из горных пород, выброшенных из трещин земной поверхности. Кроме того, он критиковал представления о Всемирном потопе, который рассматривался как причина формирования некоторых осадочных слоёв Н. Стенсеном. Эпейрогенические движения – медленные вековые поднятия и опускания земной коры, не вызывающие изменения первичного залегания пластов. Эти вертикальные движения имеют колебательный характер и обратимы, т.е. поднятие может сменится опусканием. Среди этих движений различают:

- Современные, которые зафиксированы в памяти человека и их можно измерить инструментально путем проведения повторного нивелирования. Скорость современных колебательных движений в среднем не превышает 1-2 см/год, а в горных районах она может достигать и 20 см/год. - Неотектонические движения – это движения за неоген-четвертичное время (25 млн. лет). Принципиально они ничем не отличаются от современных. Неотектонические движения зафиксированы в современном рельефе и главный метод их изучения – геоморфологический. Скорость их движения на порядок меньше, в горных районах – 1 см/год; на равнинах – 1 мм/год. - Древние медленные вертикальные движения зафиксированы в разрезах осадочных пород. Причем мощность накопившихся осадков рассматривается как мера тектонического опускания за время накопления осадка, а сама слоистость и их ритмичность – показатели колебательных движений. Скорость древних колебательных движений по оценке ученых меньше 0.001 мм/год. Орогенические движения происходят в двух направлениях – горизонтальном и вертикальном. Первое приводит к смятию пород и образованию складок и надвигов, т.е. к сокращению земной поверхности. Вертикальные движения приводят к поднятию области проявления складкобразования и возникновению нередко горных сооружений. Орогенические движения протекают значительно быстрее, чем колебательные. Они сопровождаются активными эффузивным и интрузивным магматизмом, а также метаморфизмом. В последние десятилетия эти движения объясняют столкновением крупных литосферных плит, которые перемещаются в горизонтальном направлении по астеносферному слою верхней мантии. Тектогенез (складчатость) - совокупность тектонических движений и процессов, формирующих тектонические структуры земной коры. Термин «тектогенез» предложен нем. геологом Э. Харманом (1930). Современные тектонические движения

        современные движения земной коры, поднятия, опускания, сдвиги земной коры, происходящие в настоящее время или происходившие несколько сотен лет назад. Выявляются по геодезическим данным (повторные нивелировки, триангуляции, трилатерации), гидрографическим (уровнемерным) и геолого-геоморфологическим наблюдениям, путём сравнения старых и новых карт, аэроснимков разных лет, по историческим и археологическим материалам. Развиваются методы астрономической космической геодезии, геофизические (сейсмологические, наклономерные и др.). Некоторые исследователи к С. т. д. относят движения, протекавшие в течение исторического времени. Различают современного движения разного диапазона частот (от сейсмических волн до вековых движений), вертикальные и горизонтальные С. т. д. Они возникают в результате эндогенных причин, лунно-солнечных приливов в «твёрдой» Земле, периодических и непериодических процессов в атмо- и гидросфере, а также вследствие деятельности человека.

         Скорости вертикальной составляющей С. т. д. в пределах равнинно-платформенных областей измеряются обычно 0,1—4мм/год, но в центрах плейстоценового покровного оледенения (Фенноскандия, северная часть Северной Америки, остров Шпицберген) и на периферии современного оледенения (Гренландия) достигают 5—20 мм/год. В областях активного горообразования (Кордильеры, Кавказ, Карпаты, Тянь-Шань) С. т. д. резко дифференцированы в соответствии с геологическими структурами; скорости здесь достигают 5—15 мм/год (для вертикальных составляющих) и 10—30 мм/год (для горизонтальных). В сейсмических и вулканических областях скорости С. т. д. в периоды активизации возрастают на несколько порядков.

         Исследование С. т. д. необходимо при крупном промышленном и гражданском строительстве (города, порты, ГЭС, водохранилища), эксплуатации месторождений угля, нефти, газа, подземных вод; данные используются при разработке методов прогноза землетрясений, вулканических извержений и др.

         Изучение С. т. д. ведётся во многих странах (СССР, Япония, Канада, США, Финляндия), опубликована карта вертикальных С. т. д. Восточной Европы. В масштабах всей планеты сотрудничество проводится Международной комиссией по изучению С. т. 

Билет №39. Деформации горных пород. Ненарушенное и нарушенное залегание горных пород. Элементы залегания.

Изменение формы и объема горных пород под действием сил. Деформации горных пород подразделяются на упругие (упруго-вязкие), пластические (вязко-пластические) и разрывные. При упругих Деформациях горных пород изменяется форма тела, но как только воздействие внешних усилий прекращается, прежняя форма восстанавливается; при пластических - изменение формы тела происходит без разрывов, но, в отличие от упругих деформаций пластические необратимы. Особо важное значение они приобретают с увеличением глубины разработки; разрывные - сопровождаются нарушением сплошности вследствие возникающих трещин и расколов. ЗАЛЕГАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД — форма и положение пластов горных пород в земной коре. Слоями или параллельными пластами залегают обычно осадочные и метаморфические породы. При ненарушенном первоначальном их залегании пласты горизонтальны или слегка наклонены. Глубинные изверженные породы имеют форму различных тел — батолитов, лакколитов; вулканические — в виде покровов, потоков. Различают ненарушенное 3алегание горных пород и нарушенное, вызванное движениями земной коры, оползнями, деятельностью ледников, карстообразованием и др. Элементы залегания слоя

Положение слоя в пространстве характеризуется двумя взаимно перпендикулярными направлениями: линиями простирания и падения, приходящими в плоскости напластования и называемыми элементами залегания слоя.

Элементами залегания являются линия простирания, линия падения и угол падения:

Линия простирания это линия пересечения плоскости напластования слоя (например, кровли) с горизонтальной плоскостью.

Линия падения перпендикулярна линии простирания, лежит в плоскости слоя и направлена по его падению (вниз). На практике измеряют проекцию этой линии на горизонтальную плоскость.

Угол падения слоя это угол между горизонтальной линией и линией падения. Он варьирует в пределах от 0 до 90.

Тема «ДЕФОРМАЦИИ ГОРНЫХ ПОРОД»

Билет №40. Понятия о деформациях. Упругие и пластические деформации. Складчатые нарушения, элементы складок и типы складок. Антиклинали и синклинали на геологических картах.

   

Понятие о деформациях. Из физики известно, что изменение объема и формы тела, вследствие приложенной к нему силы, называется деформацией. Когда мы сжимаем в руке резиновый мяч, изгибаем палку, ударяем молотком по кирпичу, во всех случаях мы имеем дело с деформацией тела вплоть до его разрушения. Причины деформаций могут быть очень разными. Это и сила тяжести, самая универсальная из всех сил; это и влияние температуры, при возрастании которой увеличивается объем; это и разбухание, например, увеличение объема пород за счет пропитывания водой; это и просто механические усилия, приложенные по определенному направлению к толще пород, и многие другие. Важно помнить, что любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т.е. деформирование происходит очень медленно. Огромная длительность геологических процессов делает очень трудным их моделирование в лабораторных условиях, т.к. невозможно воспроизвести такие огромные временные интервалы.

деформации подразделяются на упругие и пластические. Упругая деформация характеризуется тем, что после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму. Упругое тело всегда оказывает противодействие внешней приложенной силе, которая, будучи отнесенной, к какой-либо единице площади, называется напряжением. В деформируемом теле напряжение изменяется в разных его сечениях, поэтому мы говорим о поле напряжений данного тела, имея в виду все напряжения.

Горизонтально залегающие слоистые горные породы часто изгибаются и образуют прогибы и выгибы самых различных масштабов, форм и происхождения: от относительно простых в структурном отношении пологих впадин и выступов до очень сложных складок, сопровождающихся искажением первичных форм залегания и послойным перемещением вещества. Складками называются волнообразные изгибы слоев, впервые выделенные в 1788 г. Дж. Голлом. В сущности, любые изгибы слоистых пород по форме, если и не относятся к складкам, то очень близки к ним. Поэтому обзор пластичных дислокаций целесообразно начать с характеристики складчатости.

Элементы и типы складок. В природе встречаются две основные, обычно сопряженные разновидности складок: выпуклые, или антиклинальные, и вогнутые, или синклинальные (рис. 158).

Рис. 158. Антиклинальная и синклинальная складки.

В каждой складке различают следующие элементы:

1. Место перегиба слоев, называемое в антиклинальных складках сводом (замком), а в синклинальных — мульдой (от нем. Mulde — корыто).

2. Крылья — сходящиеся воеводе или в мульде боковые участки изогнутого слоя, определяющие границы распространения складки.

3. Осевая плоскость (поверхность) — воображаемая поверхность, делящая пополам угол между крыльями.

4. Ось складки — линия пересечения осевой поверхности с поверхностью Земли.

5. Ядро — внутренняя часть складки, прилегающая к осевой поверхности.

6. Шарнир — линия пересечения осевой поверхности с поверхностью любого из слоев, образующих складку.

Синклиналь, геосинклиналь, синклинальная складка (др.-греч. συγκλίνω — кладу вместе) — вид складчатых изгибов слоёв земной коры, характерный вогнутой формой, наклоном слоёв к оси и залеганием более молодых слоёв в осевой части и более древних на крыльях. Антиклина́ль или антиклинальная складка (от др.-греч. ἀντι- — против и κλίνω — наклоняю) — форма залегания горных пород, обычно слоистых осадочных и эффузивных, в том числе — метаморфизованных. Представляет собой выпуклый изгиб последовательно напластованных слоёв, при котором внутренняя часть складки, или её ядро, сложена более древними породами, а внешняя — более молодыми.Перегиб складки называется замком. При интенсивной дислокации падение крыльев и их форма очень разнообразны.

Билет №41. Понятия о деформациях. Упругие и пластические деформации. Разрывные нарушения. Разрывные нарушения на геологических картах.

Понятие о деформациях. Из физики известно, что изменение объема и формы тела, вследствие приложенной к нему силы, называется деформацией. Когда мы сжимаем в руке резиновый мяч, изгибаем палку, ударяем молотком по кирпичу, во всех случаях мы имеем дело с деформацией тела вплоть до его разрушения. Причины деформаций могут быть очень разными. Это и сила тяжести, самая универсальная из всех сил; это и влияние температуры, при возрастании которой увеличивается объем; это и разбухание, например, увеличение объема пород за счет пропитывания водой; это и просто механические усилия, приложенные по определенному направлению к толще пород, и многие другие.

         Важно помнить, что любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т.е. деформирование происходит очень медленно. Огромная длительность геологических процессов делает очень трудным их моделирование в лабораторных условиях, т.к. невозможно воспроизвести такие огромные временные интервалы.

деформации подразделяются на упругие и пластические. Упругая деформация характеризуется тем, что после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму. Упругое тело всегда оказывает противодействие внешней приложенной силе, которая, будучи отнесенной, к какой-либо единице площади, называется напряжением. В деформируемом теле напряжение изменяется в разных его сечениях, поэтому мы говорим о поле напряжений данного тела, имея в виду все напряжения. РАЗРЫВНЫЕ  НАРУШЕНИЯ  СО  СМЕЩЕНИЕМ  (ПАРАКЛАЗЫ).

     Надвиговый тип нарушений. В этот тип включается целый ряд разнообразных нарушений, образованных при сжатии земной коры. Во всех этих нарушениях висячее крыло перемещается по наклонной поверхности снизу вверх в сторону лежачего крыла, а поверхность сместителя падает под поднятое крыло. В зависимости от угла наклона сместителя выделяют два вида нарушений этого типа.      Взбросом называется нарушение, когда сместитель крутой — круче 60° (по мнению некоторых, больше 45°).      Надвиг — нарушение, при котором угол наклона сместителя меньше 60° или меньше 45° . Морфологически взброс нельзя отличить от запрокинутого сброса. Поверхность сместителя в надвиге часто бывает волнистая; в таких случаях на отдельных участках надвиг может быть то положе, то круче, а иногда переходить во взброс. Плоскость сместителя чаще всего ровная, изобилует зеркалами скольжения, т. е. полированными блестящими площадками. Иногда вдоль нее наблюдается тектоническая брекчия.      Амплитуда взбросов и надвигов весьма различна: до сотен и тысяч метров. Особенно большие амплитуды надвигов наблюдаются у пологопадающих надвигов. В краевой северной части Советских Карпат наблюдается пологопадающий надвиг с амплитудой до 5—10 км. Висячее крыло этого нарушения разбито серией крутых (до 40—50°) надвигов.      Тектонический покров, или шарьяж представляет собой тектоническое нарушение надвигового типа с максимальной амплитудой перемещений 20—30 км (иногда, возможно, и больше). Плоскость сместителя в шарьяже очень полога и волниста; на отдельных участках она может падать даже в обратную сторону. В шарьяже надвинутое крыло так далеко перемещается от своего основания, именуемого корнями шарьяжа, что часто не удается установить то место, откуда произошло это надвинутое крыло. Таким образом, при шарьяже можно наблюдать, как изолированная пачка древних пород располагается над пачкой более молодых пород.. Перемещение в шарьяжном нарушении происходит обычно по какому-либо пластичному слою типа глин, мерлегей, соли и т. п. Чаще всего перемещение происходит под влиянием силы тяжести — это так называемый гравитационный шарьяж. После того как шарьяжи были описаны швейцарскими, австрийскими и французскими геологами в Альпах, их стали выделять во многих складчатых сооружениях: на Кавказе, Карпатах, Урале, в Тянь-Шане. Амплитуду некоторых из этих нарушений, так же как и альпийских, считали порядка нескольких сотен километров, В последние годы было установлено, что нарушений с такими амплитудами не существует. Надвиговые нарушения этого типа довольно редки и по амплитуде обычно не превышают 30 км.      Поддвигом называется нарушение надвигового типа, когда движение испытывает не висячее, а лежачее крыло. Встречается он довольно редко.      Сдвиговый тип нарушений. При этом типе разрывов происходят боковые горизонтальные перемещения одного крыла по отношению к другому. Амплитуда этих перемещений достаточно велика и измеряется сотнями метров, километрами, а иногда и десятками километров. Сдвиги подразделяются на правые и левые. Если смотреть по направлению движения, то в правом сдвиге оказывается отодвинутым крыло, располагающееся по правую руку, в левом — наоборот.      Смешанный тип нарушений. Обычно движение по сдвигам не бывает строго горизонтальным, а сочетается с вертикальным движением; тогда говорят о сбросо-сдвиге или сдвиго-надвиге.      Дизъюнктивные нарушения наблюдаются не только в горизонтальнолежащих породах, но и в складчатых структурах. По характеру взаимоотношений сместителя дизъюнктивного нарушения с простиранием пластов в складчатой структуре выделяют продольные, поперечные, косые, согласные и несогласные нарушения.      Продольными нарушениями называются такие, у которых направление сместителя точно или приблизительно совпадает с направлением простирания слоев; у поперечных направление сместителя идет вдоль падения или восстания пластов.      Косые нарушения секут складчатую структуру под различными углами.      Согласными нарушениями называются такие, у которых плоскость сместителя наклонена в сторону падения слоев.

Тема «ЗЕМЛЯТРЯСЕНИЯ»

Билет №42. Землетрясения. Механизм возникновения землетрясений, очаг землетрясения, гипоцентр и эпицентр. Географическое распространение и тектоническая позиция землетрясений. Типы сейсмических волн. Сейсмографы.

Механизм возникновения землетрясения и его параметры. Землетрясение тектонического типа, т.е. связанное с внутренними эндогенными силами Земли, представляет собой процесс растрескивания, идущий с некоторой конечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образование и обновление множества разномасштабных разрывов, со вспарыванием каждого из них не только с высвобождением, но и перераспределением энергии в некотором объеме. Когда мы говорим о том, что сила внешнего воздействия на горные породы превысила их прочность, то следует иметь в виду, что в геомеханике четко различают прочность горных пород как материала, которая относительно высока, и прочность породного массива, включающего помимо материала горных пород еще и структурные ослабленные зоны. Благодаря последним прочность породного массива существенно ниже, чем прочность собственно пород. В большинстве случаев, хотя и не всегда, разрывы имеют сдвиговую природу, и очаг землетрясения охватывает определенный объем вокруг него. Сейсмология изучает упругие волны, распространяющиеся динамически в частотном диапазоне 10^-3— 10² Гц со скоростью 2-5 км/с. По глубине гипоцентров (фокусов) землетрясения подразделяются на три группы: 1) мелкофокусные 0-60 км; 2) среднефокусные 60—150 км; 3) глубокофокусные 150—700 км. Но чаще всего гипоцентры землетрясений сосредоточены в верхней части земной коры на глубинах 10-30 км, где кора характеризуется наибольшей жесткостью и хрупкостью. Скорость продольных волн: где ц — модуль сдвига; р — плотность среды, в которой распространяется волна; К — модуль всестороннего сжатия. Скорость поперечных волн: так как модуль сдвига ц в жидкости и газе равен 0, поперечные волны не проходят через жидкости и газы. Поверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и довольно быстро затухают как на поверхности, так и на глубине. ВолныР, достигая поверхности Земли, могут передаваться в атмосферу в виде звуковых волн на частотах более 15 Гц. Этим объясняется страшный гул, иногда слышимый людьми во время землетрясений. Сейсмические волны, вызываемые землетрясениями, можно зарегистрировать, используя сейсмографы — приборы, в основе которых лежат маятники, сохраняющие свое положение при колебаниях подставки, на которой они расположены. Первые сейсмографы появились 100 лет назад. Интенсивность, или сила землетрясений, характеризуется как е баллах (мера разрушений), так и понятием магнитуда (высвобожденная энергия). В России используется 12-балльная шкала интенсивности землетрясений MSK-64, составленная С.В. Медведевым В. Шпонхойером и В. Карником. Согласно этой шкале принята следующая градация интенсивности, или силы землетрясений: 1-3 балла — слабые; 4-5 — ощутимые; 6-7 — сильные (разрушаются ветхие постройки); 8 — разрушительное (частично разрушаются прочные здания, заводские трубы); 9 — опустошительное (разрушается большинство зданий); 10— уничтожающее (разрушаются почти все здания, мосты, возникают обвалы и оползни); 11- катастрофические (разрушаются все постройки, происходит изменение ландшафта); 12 — губительные катастрофы (полное разрушение, изменение рельефа местности на обширной площади).

Билет №43. Землетрясения. Типы сейсмических волн. Сейсмографы. Определение местоположения эпицентра и характера смещения, вызвавшего землетрясение. Оценка силы землетрясений. Цунами. Прогноз землетрясений и антисейсмические меры при строительстве.

Механизм возникновения землетрясения и его параметры. Землетрясение тектонического типа, т.е. связанное с внутренними эндогенными силами Земли, представляет собой процесс растрескивания, идущий с некоторой конечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образование и обновление множества разномасштабных разрывов, со вспарыванием каждого из них не только с высвобождением, но и перераспределением энергии в некотором объеме. Когда мы говорим о том, что сила внешнего воздействия на горные породы превысила их прочность, то следует иметь в виду, что в геомеханике четко различают прочность горных пород как материала, которая относительно высока, и прочность породного массива, включающего помимо материала горных пород еще и структурные ослабленные зоны. Благодаря последним прочность породного массива существенно ниже, чем прочность собственно пород. Скорость распространения разрывов составляет несколько километров в секунду, и этот процесс разрушения охватывает некоторый объем пород, называемый очагом землетрясения. Гипоцентр — центр очага, условно-точечный источник короткопериодных колебаний. В большинстве случаев, хотя и не всегда, разрывы имеют сдвиговую природу, и очаг землетрясения охватывает определенный объем вокруг него. Сейсмология изучает упругие волны, распространяющиеся динамически в частотном диапазоне 10^-3— 10² Гц со скоростью 2-5 км/с. Проекция гипоцентра на земную поверхность называется эпицентром землетрясения. Интенсивность землетрясения эпицентра изображается линиями равной интенсивности колебаний — изосейстами. Область максимальных баллов вокруг эпицентра называется плейстосейстовой. Основному подземному сейсмическому удару — землетрясению — обычно предшествуют землетрясения или форшоки, свидетельствующие о критическом нарастании напряжений в горных породах. После главного сейсмического удара обычно наблюдаются еще сейсмические толчки, но более слабые, чем главный удар. Они называются афтершоками и свидетельствуют о процессе разряда напряжений при образовании новых разрывов в толще пород. По глубине гипоцентров (фокусов) землетрясения подразделяются на три группы: 1) мелкофокусные 0-60 км; 2) среднефокусные 60—150 км; 3) глубокофокусные 150—700 км. Но чаще всего гипоцентры землетрясений сосредоточены в верхней части земной коры на глубинах 10-30 км, где кора характеризуется наибольшей жесткостью и хрупкостью. Скорость продольных волн: где ц — модуль сдвига; р — плотность среды, в которой распространяется волна; К — модуль всестороннего сжатия. Скорость поперечных волн: так как модуль сдвига ц в жидкости и газе равен 0, поперечные волны не проходят через жидкости и газы. Поверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и довольно быстро затухают как на поверхности, так и на глубине. ВолныР, достигая поверхности Земли, могут передаваться в атмосферу в виде звуковых волн на частотах более 15 Гц. Этим объясняется страшный гул, иногда слышимый людьми во время землетрясений. Сейсмические волны, вызываемые землетрясениями, можно зарегистрировать, используя сейсмографы — приборы, в основе которых лежат маятники, сохраняющие свое положение при колебаниях подставки, на которой они расположены. Первые сейсмографы появились 100 лет назад. Интенсивность, или сила землетрясений, характеризуется как е баллах (мера разрушений), так и понятием магнитуда (высвобожденная энергия). В России используется 12-балльная шкала интенсивности землетрясений MSK-64, составленная С.В. Медведевым В. Шпонхойером и В. Карником. Согласно этой шкале принята следующая градация интенсивности, или силы землетрясений: 1-3 балла — слабые; 4-5 — ощутимые; 6-7 — сильные (разрушаются ветхие постройки); 8 — разрушительное (частично разрушаются прочные здания, заводские трубы); 9 — опустошительное (разрушается большинство зданий); 10— уничтожающее (разрушаются почти все здания, мосты, возникают обвалы и оползни); 11- катастрофические (разрушаются все постройки, происходит изменение ландшафта); 12 — губительные катастрофы (полное разрушение, изменение рельефа местности на обширной площади).

Есть два главных типа: объёмные волны и поверхностные волны. Кроме описанных ниже есть и другие, менее значимые типы волн, которые вряд ли можно встретить на Земле, но они имеют важное значение в астросейсмологии.

Объёмные волны

Они проходят через недра Земли. Путь волн преломляется различной плотностью и жёсткостью подземных пород. Поверхностные волны

Поверхностные волны несколько похожи на волны воды, но в отличие от них они путешествуют по земной поверхности. Их обычная скорость значительно ниже скорости волн тела. Из-за своей низкой частоты, времени действия и большой амплитуды они являются самыми разрушительными изо всех типов сейсмических волн. Они бывают двух типов: волны Рэлея и волны Лява. Цуна́ми (яп. 津波 IPA: [t͡sɯnä́mí] где 津 — «порт, залив», 波 — «волна») — длинные волны, порождаемые мощным воздействием на всю толщу воды в океане или другом водоёме. Причиной большинства цунами являются подводные землетрясения, во время которых происходит резкое смещение (поднятие или опускание) участка морского дна. Цунами образуются при землетрясении любой силы, но большой силы достигают те, которые возникают из-за сильных землетрясений (с магнитудой более 7). В результате землетрясения распространяется несколько волн. Более 80 % цунами возникают на периферии Тихого океана.

Тема «МАГМАТИЗМ»

Билет №44. Состав и происхождение силикатных магм. Условия плавления и кристаллизации. Реакционный ряд Боуэна. Магматическая дифференциация. Происхождение порфировых структур. Формы интрузивных тел. Полезные ископаемые, связанные с интрузивными породами.

Магма (От греч. "магма" - "густая мазь") смесь магматического расплава, кристаллов и/или их сростков и флюидной фазы, способная к перемещению в земной коре. Магма, изливающаяся на поверхность Земли, теряет растворенные летучие компоненты и превращается в лаву, которая застывая формирует эффузивные горные породы. При застывании магмы на глубине образуются интрузивные горные породы, которые образуют разнообразные по форме и размерам интрузивные тела — от мелких даек, представляющих собой выполненные магмой трещины, до огромных массивов, площадью во многие тысячи км2. Наиболее распространены в земных условиях силикатные магмы. Силикатные магмы состоят из соединений кислорода, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na,К, Ti, P и других элементов.

Магма имеют различные физические свойства, которые зависят от их состава, температуры и содержания летучих компонентов. Температуры большинства магм в земной коре лежат в пределах 600-1300°С. Самые низкие температуры зафиксированы для натрокарбонатитовой магмы (~450°С), самые высокие – для коматиитовых и меймечитовых магм (1600-1650°С). Вязкость магматических расплавов варьирует от 1 до 108 Па*с. Наименьшей вязкостью обладают высокотемпературные магмы ультраосновного и основного составов, наибольшая вязкость характерна для риолитовых магм. Магма стремится подняться к поверхности вследствие своей подвижности и меньшей по сравнению с вмещающими породами плотностью. При подъеме она может накапливаться на различной глубине, формируя магматические очаги. ряд реакционный (Боуэна)

- эмпирически установленная Боуэном последовательность кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов:

1. прерывистого ряда фемических минералов: оливин -> ромбический пироксен -> моноклинный пироксен -> амфибол -> биотит;

2. непрерывного ряда салических минералов: основной плагиоклаз -> средний плагиоклаз -> кислый плагиоклаз -> калиевый полевой шпат. Совместная кристаллизация минералов двух рядов протекает с образованием эвтектики и в этом случае последовательность выделения зависит от состава расплава. Предложенные Боуэном реакционные ряды кристаллизации минералов могут нарушаться в зависимости от состава расплава, от температуры, давления и других условий. Выделяют два типа дифференциации: собственно магматическую дифференциацию, т. е. дифференциацию вещества в жидком состоянии, и кристаллизационную дифференциацию, т. е. дифференциацию, связанную с образованием кристаллов. Магматическая дифференциация происходит раньше кристаллизационной. В магматической дифференциации выделяются процессы ликвации и ассимиляции. 

Предполагается, что не менее 90 % объема возникающего магматического расплава останавливается и застывает в толще литосферы, образуя интрузивные тела различной формы и объема. По соотношению с условиями залегания вмещающих пород интрузивы подразделяются на конкордантные (залегающие согласно, т. е. контуры их совпадают с контурами вмещающих пород) и дискордантные (залегающие несогласно, т. е. произвольно рассекающие собою слои вмещающих пород). В зависимости от глубины образования все интрузивы делятся на абиссальные (сверхглубинные) и гипабиссальные (приповерхностные). Отличительным структурным признаком всех интрузивных пород является полнокристалличность, а характерной текстурой – массивная. Абиссальные интрузивы характеризуются большими объемами и тесной связью с магматическим очагом. Благодаря длительному (миллионы лет) остыванию магмы в условиях высочайших температуры и давления, происходит полная кристаллизация вещества. В силу этого, абиссальным породам свойственны структуры полнокристаллическая, обычно крупно- или среднекристаллическая. В составе абиссальных пород чаще всего встречаются граниты, а также диориты, габбро, пироксениты и перидотиты. По условиям залегания все абиссальные тела являются дискордантными. Главными типами их являются батолиты и штоки. Батолиты являются крупнейшими интрузивными образованиями: площадь их поверхности превышает 100 кв. км, время остывания достигает десятков и сотен миллионов лет. Имеют в плане изометричную форму. В вертикальном разрезе могут как расширяться вверх, так и сужаться, образуя вверху купол или свод. Обычно батолиты сложены кислыми породами (гранитами). Крупнейшая из известных система батолитов, общей длиной около 8 000 км, представлена в Андах. Три входящих в ее состав батолита, расположенные на территории Перу и Чили, имеют протяженность по 1 300 км каждый. Батолит Берегового хребта на северо-западе США простирается на 2 000 км при ширине до 200 км. Штоки подобны батолитам, но площадь их менее 100 кв. км. Гипабиссальные интрузивы, по сравнению с абиссальными, характеризуются более тесной связью своего вещественного состава с составом вмещающих пород. Объяснить это можно, в первую очередь, несравнимо меньшим объемом приповерхностных магматических образований. Благодаря сравнительно невысоким температурам и давлению, остывание гипабиссальных тел идет гораздо быстрее, поэтому почти все или все кристаллы не достигают большого размера. Соответственно, характерными структурами являются полнокристаллическая, но мелкокристаллическая или порфировидная, что находит свое отражение в названиях гипабиссальных пород: гранит-порфир, сиенит-порфир, диорит-порфир. В этих же условиях образуются пегматиты, обладающие своеобразной пегматитовой текстурой, обусловленной разнонаправленным ростом кристаллов ортоклаза, слюд, кварца. По соотношению со вмещающими породами гипабиссальные тела бывают как дискордантными, так и конкордантными. 1. Конкордантные тела. При внедрении в слои вмещающих пород магма приспосабливается к условиям залегания последних. Лакколиты в вертикальном разрезе имеют грибообразную форму, обусловленную тем, что магма приподнимает вышележащие слои осадочных пород. Поэтому верхняя часть лакколита куполообразна, а нижняя ровная, параллельная слоям осадочных пород. Если нижняя часть имеет вид воронки, то возникшую форму называют магматическим диапиром. Диаметр лакколитов достигает нескольких километров. Лополиты являются чашеобразными телами, возникающими при заполнении магмой ядра синклинальной складки. Диаметр некоторых лополитов составляет более 100 000 кв. км (Бушвелдский лополит в ЮАР). Факолиты также возникают при заполнении магмой ослабленных сводов синклинальных или антиклинальных складок. При этом образуются тела в форме линз, соответственно вогнутых или выпуклых. Силлы (магматические залежи) формируются при заполнении магмой горизонтальных или наклонных пластов, часто образуют многоярусные серии. В составе силл преобладают породы основного, реже среднего химического состава. 2. Дискордантные тела прорывают собою слои вмещающих пород. Дайки возникают при заполнении магмой узких трещин в земной коре, что ведет к образованию вертикальных или наклонных плит, длина которых многократно превосходит толщину. Часто дайки образуют системы в виде параллельных или радиально расходящихся от общего центра плит. Толщина даек варьирует от нескольких миллиметров до десятков и сотен метров, а протяженность иногда составляет несколько сот километров (Великая дайка Зимбабве). Химический состав слагающих дайки магматических пород бывает различным. Жилы подобны по форме дайкам, но стенки их волнистые. Жилы часто ветвятся, переплетаются друг с другом. Как дайки, так и жилы обычно отходят от более крупного интрузива, часто они играют роль связующих каналов между магматическим очагом и другими интрузивными телами. Некки представлены трубообразными интрузивами в вулканических областях. Являются подводящими каналами от магматического очага к жерлу вулкана.

Билет №45. Географическое распространение и тектоническое положение действующих вулканов. Типы вулканических построек. Вязкость расплавов и механизм извержений. Типы извержений. Продукты вулканизма.

Типы вулканических построек.

В общем виде вулканы подразделяются на линейные и центральные, однако это деление в известной мере условно, так как большинство вулканов так или иначе приурочены к линейным тектоническим нарушениям в земной коре (рис.2).

Линейные вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяженными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая магма, которая, растекаясь в стороны,ообразует крупные лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие плоские конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу. В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, то могут возникать эксплозивные рвы протяженностью в десятки километров.

Вулканы центрального типа имеют центральный подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее к поверхности от магматического очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулкана центрального типа кроме главного кратера могут быть и побочные, или паразитические, кратеры, расположенные эксцентрично на его склонах и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам. Нередко в кратерах существуют озера жидкой лавы. В других случаях, когда лава обладает высокой вязкостью, в кратерах растут купола выжимания, закупоривающие жерла, подобно "пробке", что приводит к сильнейшим взрывным извержениям, давление газов эту "пробку" вышибает из жерла.

Газообразные продукты или летучие, как было показано выше, играют решающую роль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО2), оксид углерода (СО), азот (N2), диоксид серы (SO2), оксид серы (III) (SO3), газообразная сера (S), водород (H2), аммиак (NH3), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (H2S), метан (CH4), борная кислота (Н3ВО2), хлор (Cl), аргон и другие, хотя преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени, зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии, т.е. от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом:

Температура, 0C Состав газов без воды

1200-800 O2, HCI, CO2, H2O, H2S, SO2

800-100 HCI, SO2, H2S, CO2, N2, H2

100-60 H2, CO2, N2, SO2, H2S

60 CO2, N2, H2