ЛЕКЦИЯ № 9

ПРОЦЕССЫ ВНУТРЕННЕЙ ДИНАМИКИ ЗЕМЛИ (ЭНДОГЕННЫЕ)

Магматизм

Метаморфизм

Тектогенез

Эндогенные, или внутриземные процессы, в отличие от экзогенных, выполняют созидательную роль в устройстве земной коры, т.е. если экзогенные процессы носят преимущественно энтропийный характер, ведут к дезорганизации системы, то эндогенные являются неэнтропийными и ведут к восстановлению организации системы земной коры, создают неровности на ее поверхности. Между этими двумя процессами существует закономерная причинно-следственная связь, выражающаяся в общем виде в круговороте вещества литосферы (см.III.1.).

К эндогенным процессам относятся;

1) магматизм;

2) метаморфизм;

3) вертикальные и горизонтальные движения земной коры - тектонические движения.

Главными источниками энергии для развития эндогенных процессов служат;

1) гравитационная - потенциальная энергия силы тяжести;

2) радиогенная - распад тяжелых неустойчивых элементов;

3) ротационная - энергия осевого вращения Земли.

Результаты эндогенных процессов частично рассматривались при описании состава слагающих земную кору минералов и горных пород. Здесь предстоит анализ механизмов развития этих процессов и форм их проявления в земной коре и на ее поверхности.

Магматизм

Эффузивный магматизм

Интрузивный магматизм

Магматизм - важнейший из эндогенных процессов, заключающийся в образовании и эволюции магмы в глубинах земной коры и перемещении ее к земной поверхности. Магма (от греч. "магма" - тесто, густая мазь) - сложный силикатный расплав мантийного (подкорового) вещества, насыщенный растворенными в нем газами. При остывании и затвердевании магма теряет летучие компоненты, поэтому образующиеся из нее породы и минералы беднее легкими элементами, чем магма

В зависимости от характера движения магмы от очагов зарождения к поверхности и степени ее проникновения в земную кору магматизм подразделяется на два типа:

1) эффузивный, или вулканизм,

2) интрузивный, или плутонизм.

Эффузивный магматизм проявляется в форме вулканизма (лат. «вулканус» - огонь (бог огня в греческой мифологии)) - совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и сопровождающих газо-водяных продуктов из глубин земной коры на поверхность (рис. 23). Магма, излившаяся на поверхность, и потерявшая большую часть своих летучих компонентов, называется лавой (от итал. "лава" - затопляю).

Рис. 23. Строение вулканического аппарата:

Теория зарождения и развития вулканов достаточно хорошо разработана о специальном разделе геологической науки - вулканология. В предыдущих разделах было показано, что вещество нижних слоев земной коры и верхней астеносферы на глубинах более 50-60 км находится в твердом состоянии, несмотря на то, что температуры здесь настолько высоки, что любая порода при атмосферном давлении должна находиться и расплавленном состоянии. Однако существующие здесь давления настолько высоки, что вещество не может расплавиться и способствуют его сохранению в твердом состоянии, pro хорошо известный физический эффект понижения температуры кипения воды в горах

Нарушение такого термодинамического равновесия на отдельных участках земной коры, вызванного резким понижением давления, вызывает переход подкоровых масс в локальных участках из твердого в жидкое состояние. Такой переход сопровождается разуплотнением вещества, увеличением его объема и движением магмы вверх. Такое движение ускоряется с приближением к поверхности в виду продолжающегося уменьшения давления и бурного выделения из магмы паро-газовых смесей. Похожее явление хорошо известно водителям автотранспорта: если при перегретом двигателе открыть горловину радиатора, то через нее выбрасывается горячая пароводяная смесь, что нередко ведет к тяжелым ожогам рук и лица.

По изложенным обстоятельствам понятна приуроченность вулканов к высокоподвижным поясам земной коры, где и возникают глубокие разломы и трещины, способствуя резкому понижению давления в подкоровых слоях и дальнейшему развитию процесса по изложенной выше схеме.

Выделяют два типа вулканов - центральный и трещинный. Вулканы центрального типа имеют форму усеченного конуса, образованного продуктами извержения (рис. 8). В центре вулкана расположено жерло (рис. 8,5), соединяющееся непосредственно с вулканическим очагом (рис. 8,1). Через жерло извергаются магматические продукты. У поверхности жерло переходит в чашеобразную воронку - кратер (греч. «кратер» - глубокая чаша), образующийся в результате взрыва (рис. 8, 6). Нередко после извержения вулкана в верхней части вулканического очага возникает полость. В нее проваливается вершина вулкана, а иногда и примыкающая к нему местность. Такая обвалившаяся впадина называется кальдерой (исп. «кальдера» - большой котел). Размеры кальдер могут во много раз превышать размеры кратеров. Например, кальдера Кракатау имеет в поперечнике 7 км. В Японии известны кальдеры до 13-25 км.

Стенки древнего кратера представляют собой высокий вал, называемый «сомма» (рис. 24). При следующем извержении вулкана на дне кальдеры образуется небольшой конус (рис. 8,4). На его вершине располагается новообразованный кратер.

Продукты вулканических извержений представлены жидкими, твердыми и газообразными веществами.

Жидкие продукты вулканических извержений называются лавой (итал. «лава» - утопляю). Достигая земной поверхности, лавы теряют большую часть летучих т.е. газообразных компонентов и становятся более вязкими. Химический состав, вязкость, температура и содержание остаточных летучих компонентов определяют характер извержения (взрывной, спокойный), а также форму и размеры лавовых потоков. В составе лавы преобладают О, Si, AI, Mg, Fe, Na, Ca, К и др. По содержанию кремнезема (SiO₂) лавы, как и магматические горные породы, делятся на основные (базальтовые), средние (андезитовые) и кислые (гранитные, или риолитовые). От химического состава лавы в значительной степени зависят и ее физические свойства. Базальтовые (основные) лавы обычно более жидкие и высокотемпературные. Они текут со скоростью до 40-50 км/ч. Гранитные (кислые) лавы характеризуются повышенной вязкостью и малой текучестью. Они лавы быстро остывают и образуют короткие потоки и покровы из андезитов, липаритов, обсидиана и др. Их извержение сопровождается выделением огромного количества газов и выбрасыванием в атмосферу обломков твердых пород, встретившихся на пути их прорыва.

Рис 24. Строение вулкана (по М. М. Жукову, В.И. Славину, Н И. Дунаевой): 1 - лавовый очаг; 2-лавовый поток; 3-сомма; 4- конус; 5 -жерло; 6 - кратер, 7 – кальдера

Твердые продукты вулканических извержений в зависимости от величины обломков подразделяются на пепел, песок, лапилли и бомбы. Пепел состоит из мельчайших частиц (менее 1 мм) лавы, вулканического стекла и других пород. При взрывных извержениях пепел может подниматься до 10 км и более; там он подхватывается воздушными потоками и длительное время плавает в атмосфере.

Так, например, во время извержения вулкана Кракатау (1883г.) в Зондском проливе пеплы обошли весь земной шар, вызвав красные закаты и восходы, наблюдавшиеся даже в Петербурге.

Вулканический песок - минеральные частицы размером от 1 до 5 мм, которые образуют вокруг вулканов сначала рыхлую массу, а в последующем, уплотняясь и спекаясь вместе с пеплом, превращаются в плотную горную породу - вулканический туф.

Вулканические бомбы - оторванные от стенок жерла и кратера вулкана обломки или куски застывшей в воздухе лавы размером от десятков см до 3 м и более. Такие обломки поднимаются над вулканом до 1000 м и падают на расстоянии до 10 км от кратера. Подсчитано, что все вулканы мира изливают лавы в шесть раз меньше твердых продуктов, а объем газовых выделений во много раз превышает объем твердых продуктов.

Лапилли (лат. «лапиллис» - камешки) - это пузырчатые или округленные обломки шлаков величиной до 1,5-3,0 см. Вулканические бомбы представлены крупными обломками лавы от нескольких сантиметров до 1 м и более.

Газообразные продукты извержения в действующих вулканах в периоды покоя поступают в атмосферу равномерно, образуя белый шлейф, рассеивающийся на небольшом расстоянии от вулканических конусов. Во время извержения, которое часто носит взрывной характер, выделяется огромное количество газов и водяных паров, которые могут достигать верхних границ тропосферы. Гигантский столб газа, паров и пепла, расплываясь в атмосфере, нередко принимает грибовидную форму. В различных количествах присутствуют также углекислота, Окись углерода, азот, водород, метан, хлор, фтор, газообразные соединения серы и бора, аргон и другие газы. По мере угасания активности вулкана и падения температуры состав газов изменяется.

Газы и пары воды с температурой выше 180^оС называются фумаролами (лат. «фумус» - дым). Поствулканические процессы также сопровождаются выделением газов. Газы с температурой 100-180°С, содержащие значительное количество сернистых соединений, называются сольфатарами (итал. «сольфатара» - серная копь). Газообразные смеси с температурой менее 100^оС, в которых, кроме паров воды, преобладают углекислые газы, называются мофетоми (итал. «мофета» - место зловонных испарений).

Обычно в качестве одного из «классических» примеров приводится извержение вулкана Мон-Поле на о. Мартиника (Малые Антильские острова) 23 апреля 1902 г. Вулкан, возвышающийся в 10 км от города Сен-Пьер, стал проявлять активность с конца апреля. 8 мая в 7 ч 50 мин. утра раздались взрывы колоссальной силы и на высоту более 10 км взметнулись мощные пепловые облака. Из кратера вулкана вырвалась плотная раскаленная черная туча газа и распыленной лавы. Она устремилась вниз по склону вулкана со скоростью 180 км/ч. Температура в огненной туче достигала 700-1000 ˚С. Туча толкала перед собой плотный сгусток горячего воздуха. Через несколько секунд он ураганом налетел на город Сен-Пьер, разрушил все дома. Еще через десять секунд город накрыла и сама туча. Горячий газ мгновенно обжигал легкие. От удушья погибло 30 тысяч жителей Сен-Пьера. Спасся лишь один человек. Он сидел в подвале тюрьмы, и окошко его камеры было обращено в сторону, противоположную той, откуда надвигалась раскаленная черная туча.

После извержения 8 мая из жерла вулкана стал медленно выдавливаться купол, состоявший из раскаленной густой лавы кислого состава, имевшей температуру до 700-800° С. В середине октября 1902 г. на восточной стороне купола начал подниматься огромный лавовый обелиск, напоминавший по форме гигантский палец. Он рос со скоростью около 10 метров в сутки и достиг 900 м над уровнем кратера. В августе 1903 г. обелиск распался.

Подавляющее число современных вулканов центрального типа расположены в пределах трех основных вулканических поясов: Атлантического, Средиземноморско-Индонезийского и Тихоокеанского. На Земле насчитывается около 800 действующих вулканов центрального типа. Несколько тысяч вулканов, активных в минувшие геологические эпохи, считаются потухшими. Но некоторые из них неожиданно пробуждаются после нескольких веков «спячки».

В вулканах трещинного типа лавы изливаются из трещин, рассекающих земную поверхность. Обычно это очень жидкие текучие лавы базальтового состава. После застывания они принимают форму плоского горизонтального слоя, называемого покровом. Такие излияния бурно происходили в минувшие геологические эпохи. Древние базальтовые покровы занимают огромные площади на земной поверхности. В России они распространены, например, в Красноярском крае (Тунгусская синеклиза) на территории около 1,5 млн. км². В Южной Бразилии, В районе реки Парана, базальтовые покровы проявляются на площади около 700 тыс. км. На полуострове Индостан площадь базальтов Деканского плато - около 650 тыс. км², а в Северной Америке, в районе рек Колумбии и Змеиной, - более 50 тыс. км²

Излияния базальтовых лав трещинного типа происходят и в современную эпоху, например на острове Исландия и в центральной части срединно-океанических хребтов. В Исландии в июне 1783 г. из трещины Лаки длиной 24 км хлынула жидкая базальтовая лава. Ее общий объем составил около 12 км². Лава покрыла площадь 565 км². Извержение Лаки сопровождалось выбросом вулканического пепла и ядовитых газов.

В океанических водах базальтовые лавы образуют шаровую, или подушечную, отдельность. При излиянии горячей лавы на дно океанов морская вода разогревается до 350°С. При взаимодействии растворенных в лаве химических веществ с водой образуется горячая серная кислота. Она растворяет минералы лав, вступая с ними в химические реакции. В результате возникают сульфиды - соединения серы с металлами. Выпадая в осадок, они создают конусообразные постройки, внутри которых реакции продолжаются.

Вдоль центральных частей таких «конусов», как по «трубам», к их вершинам поднимаются горячие растворы. Остывая, они освобождаются от сульфидов. Окрашенные в черный цвет, растворы сульфидов образуют черные «облака». Поэтому их назвали «черными курильщиками». В таких конусах отмечено высокое содержание меди, свинца, цинка, золота и других металлов.

С вулканической деятельностью связаны проявления многих полезных ископаемых. Так, выделяющиеся при извержении вулканов и фумарол газообразные продукты способствуют образованию повышенных концентраций серы, борной кислоты, аммониевых солей, хлоридов натрия, железа, меди, цинка, окислов железа и меди, сернистого мышьяка, киновари и других минералов. Некоторые из них образуют крупные скопления, например, месторождения самородной серы на Курильских островах, Камчатке, в Японии. Извержения вулканов сопровождаются выделением огромного количества тепла.

Интрузивный магматизм. Во многих случаях поднимающаяся из недр вверх магма остывает в различных горизонтах земной коры, не достигая поверхности Земли. Она образует различные по форме застывшие в коренных породах магматические тела, называемые интрузиями (лат. «интрузив» - внедрение). Этим же термином обозначается и процесс внедрения магматического расплава в земную кору.

По отношению к вмещающим породам земной коры интрузивы делятся на согласные и несогласные (рис. 16).

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты перекрывающих пород и образуются при заполнении магмой трещин и разрывов в горных породах. К ним относятся секущие жилы и дайки, штоки и батолиты.

Образовавшиеся на большой глубине очень крупные магматические тела площадью более 200 км² (рис. 25) называются батолитами (греч. «батос» - глубина). Ближе к земной поверхности застывают дайки, жилы, лакколиты, лополиты, факолиты и силлы.

Рис. 25. Формы магматических тел: I - батолит; 2 -лакколит; 3 - дайка;

4 - пластовая залежь, или силл; 5-лополит; 6 – факолит

Дайка (англ. «дайки» - стена, преграда) - это вертикальное (рис. 9, 3) пластинообразное магматическое тело. Образуются дайки чаще всего путем заполнения магмой трещин. Подобные интрузии с непараллельным ограничением называются жилами. Жилы пересекают горные породы под разными углами, в плане имеют криволинейную ветвистую форму, образуют колена. Толщина жил от нескольких до первых десятков сантиметров. Жилы представлены порфиритами, гранит-порфирами, диабазами, пегматитами, а также рудными и нерудными (кварц, кальцит, барит) минералами.

Большим распространением пользуются штоки - неправильные, изометричные в плане столбообразные интрузивные тела площадью не более 100-150 км² .

Согласные интрузивы образуются в результате внедрения и остывания магмы по плоскостям наслоения перекрывающих осадочных пород. Форма их залегания разнообразна. Среди них выделяют силлы, лакколиты, лополиты и др.

Лакколит (греч. «лаккос» - яма, «литос» - камень) представляет собой караваеобразную интрузию (рис. 9, 2). Ее верхняя часть обычно выпуклая, нижняя - плоская. Вогнутые, чашеобразные пологие линзовидные магматические тела (рис. 9, 5) называются лополитами (греч. «лопас» -миска, «литос» - камень), а выпуклые (рис . 9, б) - факолитами (греч. «факос» - чечевица). В качестве силл (англ. «сил» - порог) выделяются пластообразные магматические тела, внедрившиеся в горизонтально залегающие слои горных пород (рис. 9,4), нередко образуя несколько ярусов (этажей). Мощность отдельных пластов достигает 40-50 м, а протяженность - до 150 км и более. Силлы сложены преимущественно основными породами (базальты).

В исходной магме содержатся в растворенном состоянии практически все химические элементы. В условиях больших давлений и высоких температур вязкость и подвижность магме придают пары воды и газообразные продукты (углекислота, сернистые, хлористые, фтористые и другие соединения, фтор, водород и другие газы).

По мере приближения магматических расплавов к земной поверхности температура и давление понижаются. Вследствие этого из магмы а определенной последовательности выпадают различные минералы.

Согласно одной из гипотез, при понижении температуры расплава до 700°С начинают кристаллизоваться наиболее тугоплавкие безводные минералы, такие, как оливин, пироксены, нефелин, апатит, полевые шпаты, гранат и др. Вместе с ними образуются рудные минералы (пирротин, пирит, магнетит, пентландит, ильменит, самородная платина и др.).

В интервале температур 600-400°С из магматического расплава кристаллизуются пегматиты - специфические светлые крупнозернистые породы. В их состав входят фтор, бром, хлор, вода и другие легколетучие компоненты. По данным академика А.Е. Ферсмана, в гранитных пегматитах присутствуют около 300 минералов, Некоторые из них содержат ценные элементы - ниобий, тантал, литий, бериллий, рубидий, цезий, редкоземельные элементы и др.

По мере дальнейшего понижения температуры из магмы удаляются летучие компоненты. После кристаллизации значительной части расплава, при 500-350 °С, видимо, одновременно существуют газ и жидкость, Такие растворы называются газо-водными, или пневматолито-гидротермальными (греч. «пневма» - газ, «гидор» - вода). В них содержится много летучих компонентов – Н2О, F, C1, В, СО2 и т. д., являющихся переносчиками минералообразующих и рудообразующих веществ.

При пневматолито-гидротермальном процессе минералообразование осуществляется двумя путями. При взаимодействии растворов с твердыми вмещающими породами в последних растворяется часть собственных минералов. Они замещаются новыми минералами. Минералообразование происходит также в открытых трещинах и полостях. Так, в результате образования жил или при взаимодействии растворов с гранитными породами и сланцами возникают кварц, мусковит, топаз, а также касситерит, вольфрамит, берилл, молибденит, колумбит и др.

Метаморфизм

Региональный метаморфизм

Контактовый метаморфизм

Динамометаморфизм

Метаморфизм (от греч. "метаморфо" - преобразование, превращение, перерождение) - совокупность эндогенных процессов, вызывающих глубокие структурно-текстурные изменения ранее образовавшихся горных пород (магматических, осадочных). Метаморфизму подвергаются горные породы, оказавшиеся под влиянием различных геологических процессов в условиях, отличающихся от условий их первоначального образования. Главные факторы метаморфизма - высокие температуры и давления, химическая активность воды, углекислоты, горячих растворов, содержащих ионы натрия, калия, кальции, фтора, бора и серы.

Метаморфизм пород происходит на различных глубинах земной коры при температурах от 100°С до 900°С под давлением от 100 до 10 тыс. атм., которое создается весом вышележащих слоев.

Основные отличительные особенности метаморфических пород следующие: присутствие минералов, свойственных только метаморфическим породам (тальк, хлорит, серпентин, гранат и др.), ярко выраженная параллельная текстура - сланцеватость, гнейсовидность.

В зависимости от преобладания того или иного действующего фактора различают множество видов метаморфизма, которые связаны между собой постепенными переходными образованиями. Среди всего этого многообразия наиболее распространенными и ярко выраженными являются два основных типа метаморфизма: региональный и локальной метаморфизм.

Региональный метаморфизм охватывает большие площади и вызывается совместным действием повышения температуры и давления, что приводит к изменению состава, структуры и текстуры пород: кристаллизация (осадочных) и перекристаллизация пород, образование плотных и относительно тугоплавких минералов, содержащих меньше воды. Существенную роль играют и флюиды - вода и углекислота (СО₂), присутствующие в метаморфизуемых осадочных породах.

Региональный метаморфизм приурочен к горно-складчатым областям различного возраста от древнейших щитов (Фенно-Скандия) до относительно молодых гор (Кавказ).

Локальный метаморфизм распространяется на ограниченную площадь и подразделяется на контактовый метаморфизм и динамометаморфизм.

Контактовый метаморфизм (лат. «контактус» - соприкосновение) связан с внедрением горячей магмы в относительно холодные осадочные толщи верхней части земной коры. Магматический расплав подвергает осадочные толщи в зоне контакта тепловому и химическому воздействию. В результате этого происходит изменение минерального состава и структуры вмещающих горных пород. Магматические интрузии, в свою очередь, также изменяются под воздействием вмещающих пород. Характер контактных изменений зависит от температуры и состава магмы и вмещающих пород.

Преобразование горных пород под воздействием высокой температуры называется термометаморфизмом (фр. «термал» - теплый). Термальный контактный метаморфизм происходит при высокой температуре (850-1000°С) интрузивного тела и шоком давлении. В этом случае горные породы перекристаллизовываются без существенного изменения химического состава исходной породы.

Контактовый метаморфизм, связанный с изменением химического состава пород вследствие значительного привноса и выноса вещества, называется метасоматическим (греч. «мета» - после, «сома» - тело) контактовым метаморфизмом. Причиной пневматолито-гидротермального метаморфизма являются пневматолито - гидротермальные растворы. Они вызывают изменение вмещающих пород при взаимодействии с ними летучих компонентов и горячих минерализованных растворов. В результате происходит замещение в них прежних минералов новыми. Высокотемпературные гидротермальные растворы, продвигаясь по порам и трещинам горных пород, производят гидратацию, окремнение, карбонатизацию, хлоритизацию и серитизацию первичных минералов.

Динамометаморфизм (греч. «динамис» - сила) - это изменение горных пород под влиянием высокого давления при сравнительно низкой температуре.

С метаморфическими породами связаны крупнейшие месторождения железа (Курская магнитная аномалия, Кривой Рог и др.), полиметаллов (меди, свинца, цинка и др.), редких металлов (месторождения шеелита, молибденита, оловянного камня и др.), золота и др. Многие метаморфические породы используются в качестве строительного материала. Например, мраморы, гнейсы, яшмы и др.

Тектонические движения (тектогенез)

Колебательные тектонические движения

Тектонические дислокации: складчатые и разрывные

Земная кора с момента своего образования находится в непрерывном движении. Все виды движения земной коры, отдельных ее участков и подкорковых слоев называют тектоническими (от греч. "тектоникос" - строительство). Изучением движений земной коры, а также возникающих при этом структур занимается специальная геологическая наука - геотектоника.

Тектонические движения, как и большинство геологических процессов, развиваются медленно и в течении очень длительного времени. Поэтому они недоступны непосредственному чувственному восприятию (за исключением землетрясений) и наблюдению. Судить об этих процессах приходится по их результатам, наблюдаемым в строении земной коры. Так, например, мощные толщи осадочных пород говорят о длительном прогибании данного участка коры, а если породы смяты в крупные складки - о контрастных вертикальных и горизонтальных движениях.

Область земной коры, для которых характерны слабые движения небольшой амплитуды, принято называть платформами и, наоборот, области интенсивных движений большого размаха - геосинклиналями.

Все виды движений земной коры делятся по времени, масштабу проявления и характеру движений.

По времени проявления тектонические движения делят на современные, новейшие и древние. По масштабу проявления выделяется, планетарная система движений крупных литосферных плит, а в пределах этих крупных блоков вертикальные и горизонтальные движения. Различают колебательные, складкообразовательные и разрывные тектонические движения. Последние два типа выделяются как тектонические дислокации, или нарушения. Наиболее распространены и хорошо изучены колебательные движения и движения, вызывающие складчатые и разрывные нарушения слоев земной коры (тектонические нарушения).

Земная поверхность постоянно попеременно то воздымается, то опускается. Каждое мгновение этого «дыхания» Земли незаметно глазу человека. Но длительные наблюдения подтверждают, что обширные участки земной коры, действительно, медленно поднимаются и опускаются относительно друг друга. Такие чередующиеся по знаку медленные вертикальные колебания земной поверхности называются колебательными, или вековыми, тектоническими движениями. Причины их кроются в глубоких недрах Земли. Возможно, они связаны с движением магматических расплавов. Некоторые исследователи связывают «вековые» колебания земной поверхности с влиянием лунно-солнечных приливов.

Главная особенность колебательных движений - дифференцированность, т.е. смена знака движений на сравнительно небольших расстояниях. Так, например, инструментальными методами установлено, что Малый Кавказ поднимается в настоящее время со скоростью 8-13 мм/год, а Черноморское побережье Кавказа опускается со скоростью до 12 мм/год. Аналогичная геодинамика наблюдается и в Скандинавии: горная часть поднимается, а побережье Ботнического залива погружается. За геологически длительное время эти сравнительно незначительные скорости могут привести к огромному эффекту: в устьевых частях некоторых рек (Инд, Ганг, Терек) обнаружены речные отложения, залегающие на сотни метров ниже уровня моря.

Изучение современных вертикальных движений земной коры показывает, что их скорость в среднем не превышает 1-2 см в год то есть за 1 млн. лет может быть создан горный хребет, почти вдвое превышающий по высоте Гималаи. Установлено, что отдельные участки земной поверхности опускаются и поднимаются с различной скоростью. Например, в Японии за 1896-1928 гг. прибрежные части острова Хонсю погрузились в море ДО 70 мм, а центральные части опустились всего на несколько миллиметров.

С колебательными движениями связано перемещение береговой линии моря. Если прибрежный участок суши опускается, море переходит за береговую линию и наступает на сушу. Этот процесс называется трансгрессией (лат. «трансгрессио» - переход). В случае поднятия суши море отступает -регрессирует (лат. «регрессус» - обратное движение).

Существует мнение, что трансгрессии и регрессии моря вызываются не только колебательными движениями земной поверхности, но и изменением объема воды Мирового океана или внутреннего водоема. Знаменитый австрийский геолог Эдуард Зюсс (1831-1914) связывал такие медленные колебания уровня Мирового океана с изменением емкости океанических впадин и назвал их «эвстатическими» (греч. «эвстатис» — постоянный, спокойный) колебаниями. Установлено, что эвстатические колебания уровня Мирового океана происходят и вследствие возникновения или исчезновения материковых оледенений. Во время больших оледенений количество воды в океане должно было уменьшаться. Огромные массы се связывались на суше в виде льда. Вследствие этого уровень Мирового океана понижался. Так, по оценкам, во время максимума последнего, четвертичного, оледенения уровень океана понижался более чем на 100 м. Таяние покровных ледников на материках, напротив, должно было значительно повысить уровень воды в морях и океанах.

Современные вертикальные движения изучаются методами прямых измерений и косвенных наблюдений. В их числе выделяется три основных метода: исторический, геоморфологический и геодезический.

Исторический метод основан на изучении археологических, письменных и графических (карты) документов, а также расположения построек по отношению к уровню моря. Широко известен пример вертикальных тектонических движений по наблюдениям остатков мраморных колонн храма, построенного 2000 лет назад на берегу Неаполитанского залива. Давно было замечено, что колонны храма до высоты 5,7 м над полом изъедены морскими моллюсками-камнеточцами. По этим данным и историческим документам выяснилось, что после постройки, в ХШ в. храм начал медленно погружаться под уровень моря и в таком виде он находился под водой на протяжении 300 лет, после чего местность вновь стала подниматься и к 1800 г. вся постройка оказалась на суше.

Геоморфологический метод основан на изучении форм рельефа, находящихся в несвойственных для их образования условиях: морские террасы, расположенные ниже уровня действия морей или погребенные под уровень морей речные долины, другие континентальные формы рельефа.

Геодезический метод включает повторное нивелирование высокоточными приборами водомерных реперов других геодезических пунктов. В последнее время для этих целей используются и космические средства никелирования. На основе повторного нивелирования составляются карты современных вертикальных движений земной коры с указанием районов поднятий и опусканий и скоростей движений.

Тектонические нарушения (дислокации).

Тектонические движения вызывают деформации в залегании слоев горных пород, слагающих земную кору. Нарушение первоначального залегания слоев пород называется дислокацией. Они вызывают резкие изменения в первоначальном положении слоев: наклон, смещение, складки и др.

Выделяют два основных вида тектонических нарушений - складчатые и разрывные.

Складчатые дислокации, или связные нарушения, представляют собой волнообразные изгибания слоев горных пород без разрыва сплошности их залегания. Складчатость возникает в геосинклинальных областях в результате горизонтального сжатия системы вогнутых слоев при их восходящем движении. При восходящем движении таких слоев возникают боковые сминающие напряжения иногда незначительные, но развиваясь в течение многих миллионов лет они способны образовать складки даже в хрупких породах (известняки, песчаники, сланцы и др.). Этому способствуют высокие температуры больших глубин.

Существуют два основных вида складчатых дислокаций.

Если изгиб слоев обращен выпуклостью вверх (рис. 26, а), складка называется антиклиналью (греч. «анти» - против, «клино» - наклоняю); прогнутая вниз складка (рис. 26, б) — это синклиналь (греч. «син» - вместе). Обычно они сопряжены друг с другом. В случае антиклинали крылья складки расходятся вверху от места изгиба в противоположные стороны. А у синклинали крылья сходятся вместе внизу у изгиба.

Рис. 26. Антиклинальноя (а) и синклинальная (б) складки:

1 - свод; 2 - мульда, 3 - крылья; 4 –ядро

Основными элементами складок являются:

1) свод, или замок, — примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть антиклинальной складки;

2)мульда (нем. «мульде» — корыто) - примыкающая к линии перегиба
пластов центральная часть синклинальной складки;

3)крылья - расходящиеся от перегиба вниз (в случае антиклинали)
или вверх (в случае синклинали) боковые участки складки;

4)осевая плоскость - воображаемая плоскость, делящая угол между крыльями складки пополам;

5)ось складки - линия пересечения осевой плоскости с поверхностью Земли;

6)шарнир - линия пересечения осевой плоскости с поверхностью любого из образующих складку пластов;

7)ядро - внутренняя часть складки, прилегающая к осевой поверхности, сложенная в антиклиналях более древними слоями горных пород
сравнительно с возрастом пластов, составляющих внешнюю часть складки, а в синклиналях - более молодыми.

8) Ширина складки – расстояние между двумя соседними осями на уровне среза складки горизонтальной поверхностью.

9) Высота складки - вертикальное расстояние от вершины перегиба складки до уровня cреза ее земной поверхностью.

10) Длина складки - расстояние вдоль оси складки от одного до другого ее окончания.

Все эти и другие геометрические характеристики складчатых разрезов обычно фиксируются при геологических исследованиях.

Если спроецировать очертания складки на горизонтальную плоскость, то они имеют в плане различную форму. Протяженные складки называются линейными; укороченные (с отношением длины к ширине от 10 до 3) - брахиантиклиналями (греч. «брахис» - короткий) и брахисинклиналями. Складки округлой формы с примерно равновеликими осями называются куполами.

Кроме них выделяются флексуры - крутые изгибы, соединяющие разновысотные участки пологого залегания слоев и моноклинали - широкие участки наклонного залегания слоев.

Пространственное сочетание анти- и синклинальных складок создает более сложные складчатые формы. Если наблюдается преобладание антиклинальных складок и их вершины образуют выпуклую кривую, такая структура называется антиклинорием и, наоборот, преобладание синклинальных складок, образующих вогнутую кривую, называют синклинорием. Такие сложные сочетания складок характерны и могут наблюдаться в молодых горно-складчатых областях (Кавказ).

Изначально пласты осадочных пород залегают горизонтально или полого. На вопрос - каким образом и под влиянием каких сил пласты сминаются в складки? - точного ответа нет. Несомненно одно: процесс формирования складок очень длителен. Он растягивается на тысячи и миллионы лет. В этом случае твердые и хрупкие горные породы, видимо, ведут себя как вязкая жидкость.

Разрывные нарушения первоначального залегания слоев горных пород, или слоев, собранных в складки, выражаются в разрыве в сплошности их залегания по вертикальной или наклонной плоскости. Нарушения в сплошности залегания слоев горных пород возникают при действии на них не только напряжений сжатия (ведут к складкообразованию), но и растягивающих, и вертикальных смещениях. Среди разрывных нарушений выделяются две группы: трещины - разрывы без смешения слоев; разрывы со смещением напластований пород по вертикальным или наклонным плоскостям. Главный действующий фактор разрывов - дифференцированные тектонические движения, которые образуют трещины большой выдержанности и протяженности (сотни км).

Разрывные движения связаны с нарушением сплошности (непрерывности) пластов горных пород. Они сопровождаются образованием трещин без смещения разделенных ими блоков и разрывов (со смещением). Поверхность, вдоль которой происходит разрыв и смещение одного участка земной коры относительно другого, называется «плоскостью разрыва». А смешенные блоки земной коры называются «крыльями». Смещения вдоль разрывов могут быть вертикальными, наклонными и горизонтальными.

Основными типами разрывных тектонических нарушений со смещением отдельных блоков горных пород относительно друг друга являются сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги и шарьяжы (рис. 27).

Если одно крыло сместилось по отношению к другому вниз, разрывное нарушение называется сбросом (рис. 27 - 1), если поднялось вверх — взбросом (рис. 27 - 2). Перемещение блока горных пород вверх по полого наклоненной (до 45°) поверхности другого блока называется надвигом (рис. 27 - 4). В практике известны случаи, когда надвинутое крыло переместилось по пологой плоскости разрыва на расстояние до десятков километров. Такие пологие надвиги называются «тектоническими покровами», или «шарьяжами» (фр. «шарьяж» - перевозка). Некоторые ученые к таким структурам планетарного масштаба относят Гималаи и Анды.

Разрывы нередко достигают в длину сотен и тысяч километров, а в ширину - десятков километров.

Разрывное нарушение, при котором крылья смещаются в горизонтальном направлении, называется сдвигом (рис. 27 - 3).

Рис. 27. Типы разрывных нарушений со смещением:

1 - сброс; 2 – взброс; 3 – сдвиг; 4 - надвиг: 5 - грабен; 6 – горст.

Если перемещено правое (со стороны наблюдателя) крыло, сдвиг называется правым, если левое – левым.

В случае опускания блока горных пород вдоль двух плоскостей разрывов (рис. 27 - 5), образуется «грабен» (нем. «грабен» - ров). Если блок, наоборот, поднялся (рис. 27 - 6), структура называется «горстом» (нем. «горст» - возвышенность). Грабены часто имеют вид узких, вытянутых в длину впадин. Их называют рифтами (англ. «рифт» - расселина, ущелье). Грабеном (рифтом), например, является впадина озера Байкал, глубина которого достигает 1620 м. В грабенах расположены также озеро Балатон (Венгрия), Мертвое и Красное моря. Крупной системой грабенов являются Великие Восточно-Африканские озера - Ньяса, Руква, Танганьика, Киву, Альберта. Они рассекают Восточную Африку от устья реки Замбези через область Больших Африканских озер до Абиссинии.

Помимо описанных выше разрывных нарушений, приуроченных к верхним слоям земной коры, выделяют еще крупные разрывные нарушения, распространившиеся на большую глубину (до 60-300 км) и имеющие значительную длину, называющиеся глубинными разломами. Например, активный разлом Сан-Андреас протягивается на 1000 км через всю Калифорнию от Калифорнийского залива на юге до города Сан-Франциско на севере. Изучение глубокофокусных землетрясений по периферии Тихого океана показало, что наиболее крупные - сверхглубокие разломы проникают в мантию Земли на глубину до 700 км.

Разрывные нарушения играют огромную роль в формировании залежей полезных ископаемых. Они служат путями, по которым движутся рудные растворы, нефть и горючие газы, пресные и минерализованные воды и т.п.

С глубинными разломами обычно связаны землетрясения и вулканизм.

Землетрясения. Приборами - сейсмографами регистрируется около 100 тыс. слабых толчков в год. По всему земному шару за этот же период происходит около 100 сильных землетрясений. Землетрясения приводят к огромным разрушениям и человеческим жертвам. Некоторые из них уносили сотни тысяч человеческих жизней. Причиной землетрясений, по мнению ученых, являются быстрые смещения вдоль разрывов блоков земной поверхности. Участок земных недр, где происходит первичная подвижка земных масс, называется «гипоцентром» (греч. «гипо» - под, внизу; лат. «центрум»- центр круга), «очагом», или «фокусом» (лат. «фокус» - очаг), землетрясения.

Землетрясения проявляются короткими подземными толчками. Они продолжаются от доли секунды до нескольких десятков секунд. Но этого бывает достаточно для того, чтобы произвести огромные разрушения на поверхности Земли.

Очаг землетрясения, в котором зарождается первый импульс колебания, - это определенный объем горных пород, подвергшихся разрушению. Отсюда начинают свой стремительный бег в разные стороны сейсмические (упругие) волны. Они передаются на сотни и тысячи километров. Подавляющее количество землетрясений приурочено к глубинам до 100-200 км. Наиболее близкие к поверхности очаги землетрясений располагаются на глубинах около 10 км. Глубокофокусные землетрясения зарождаются па глубинах до 700 км Проекция «очага» на земную поверхность называется («эпицентром» (греч. «эпи» - на. над; лат, «центрум» - центр круга) землетрясения (рис. 28).

Рис. 28. Очаг и эпицентр землетрясения

В очаге землетрясения высвобождается огромная внутренняя энергия Земли, достигающая 10¹⁵-10²⁵ джоулей (Дж). Интенсивность землетрясений в эпицентре на поверхности Земли первоначально оценивалась визуально по 12-балльной шкале, основанной на степени разрушения построек (табл. 6). При 1—2 баллах колебания почвы улавливаются только сейсмографами. 3-4 - балльное землетрясение ощущается людьми. При 5 баллах раскачиваются висячие предметы, дребезжат стекла, осыпается побелка в домах. 6-балльное землетрясение вызывает легкое повреждение зданий, появление третий в штукатурке и т.п. При 7 баллах появляются значительные повреждения зданий. 8 баллов - большие трещины в стеках, падение карнизов; появление оползней и трещин на склонах гор. При 9-балльном землетрясении происходят обвалы во многих зданиях, обрушиваются стены, перегородки, кровля; в грунтах образуются трещины, в горах - обвалы, осыпи, оползни. 10-балльное землетрясение разрушает большинство зданий; образуются трещины в грунте (до I м шириной), обвалы, оползни и т.п. За счет завалов речных долин возникают озера. 11 баллов - многочисленные трещины на поверхности земли, вертикальные перемещения по ним, большие обвалы в горах; общее разрушение зданий. 12 баллов - сильное изменение рельефа, многочисленные вертикальные и горизонтальные перемещения по разломам; огромные обвалы и оползни; изменение русел рек, образование водопадов и озер; общее разрушение всех зданий и сооружений.

Таблица 6

Интенсивность землетрясений

Энергия, вызвавшая сейсмические колебания в очаге землетрясения, оценивается по шкале безразмерных величин (от 1 до 9), называемых магнитудами (лат. «магнитудо» - величина). Под магнитудой понимается логарифм отношения максимального смещения частиц грунта (в микрометрах = 10 м) в сейсмической волне данного землетрясения (на расстоянии 100 км от эпицентра) к смещению эталонного землетрясения, магнитуда которого условно принята равной нулю. Предложил эту шкалу японский ученый Т. Вадати и усовершенствовал в 1935 г. американский сейсмолог Ч. Рихтер. По имени последнего она получила название «шкала Рихтера». Оценка силы землетрясений в магнитудах более объективна, чем в баллах 12-балльной шкалы. Магнитуда 6 соответствует 6-9 баллам, 7-8 - 10-11 баллам и 8-30 - 12 баллам 12- балльной шкалы интенсивности землетрясений.