1.Из физики известно, что изменение объема и формы тела,<неивследствие приложенной к нему силы, называется деформацией. Когда мы сжимаем в<неируке резиновый мяч, изгибаем палку, ударяем молотком по кирпичу, во всех случаях мы<неиимеем дело с деформацией тела вплоть до его разрушения. Причины деформаций могут<неибыть очень разными. Это и сила тяжести, самая универсальная из всех сил; это и влияние<неитемпературы, при возрастании которой увеличивается объем; это и разбухание, например,<неиувеличение объема пород за счет пропитывания водой; это и просто механические усилия,<неиприложенные по определенному направлению к толще пород, и многие другие.<неиВажно помнить, что любая деформация происходит во времени, которое в<неигеологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т.е. деформирование<неипроисходит очень медленно. Огромная длительность геологических процессов делает<неиочень трудным их моделирование в лабораторных условиях, т.к. невозможно<неивоспроизвести такие огромные временные интервалы.<неиДеформации бывают упругими и пластическими. В первом случае после снятия нагрузки тело возвращается в исходную форму (резиновый мяч), а во втором нет (кусок пластилина) и сохраняет некоторую остаточную деформацию. Если прилагаемая к любому телу, в частности к горным породам, нагрузка возрастает, то тело сначала деформируемое как упругое, переходит критическую величину, называемую пределом упругости, и начинает деформироваться пластически, т.е. его уже невозможно вернуть в исходное состояние. Если же нагрузку увеличивать и дальше, то может быть превзойден предел прочности, и тогда горная порода должна разрушиться.<неиСлои горных пород, первоначально залегая горизонтально, впоследствии<неиоказываются деформированными, причем степень деформации может колебаться от очень<неислабой, до исключительно сильной, когда мощные слоистые толщи оказываются<неиперемятыми, подобно клочку бумаги, сжатому в кулаке.<неиКогда понятия «твердый», «мягкий», «хрупкий», «пластичный» используют в<неиобыденной жизни, то всем ясно, что камни твердые, пластилин – вязкий и пластичный,<неикирпич – твердый и хрупкий одновременно. Но как эти привычные нам понятия перенести<неина горные породы, такие как известняк, мрамор, гранит, песчаник, базальт и другие?<неиИзвестно, что воск - твердое вещество. Уроните свечку, и она расколется. Но если воск<неинагревать, он становится пластичным. Вывороченные при ремонте тротуара плитки<неиасфальта, сложенные грудой и оставленные в таком виде под лучами Солнца на<неидлительное время, в конце концов, расплывутся и деформируются.<неиСмотря на смятые слои мрамора или известняка, мы понимаем, что они испытали<неипластическую деформацию, и нам кажется, что силы сжатия, приложенные к ним, были<неиочень велики, т.к. породы твердые. На самом деле, прилагать большие усилия совсем не<неиобязательно. Все зависит от времени, и если очень долго (сотни тысяч и миллионы лет)<неисоздавать небольшое усилие, то твердые на первый взгляд слои горных пород, будут<неиизгибаться подобно слоям из пластилина.<неи

2. Всех, побывавших в горах, всегда поражают пласты горных пород, смятые, как

листы бумаги, в причудливые складчатые узоры. Нередко слои как будто «разрезаны»

гигантским ножом, причем одна часть слоев смещается относительно другой. Каким же

образом и под влиянием каких сил горные породы могут принимать столь причудливый

облик? Можно ли наблюдать этот процесс и как быстро он происходит?

В подавляющем большинстве случаев осадочные породы, образующиеся в океанах,

морях, озерах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным

залеганием. Если мы видим, что слои залегают наклонно, или вертикально, смяты в

складки и т.д., т.е. их первичное горизонтальное залегание изменено, обычно говорят, что

слои подверглись действию сил, причина возникновения которых может быть

разнообразна. Чаще всего имеют в виду силы, приложенные к пластам горных пород либо

вертикально, либо горизонтально. Надавите на тетрадку снизу, она изогнется вверх: а

если вы ее будете сдавливать с краев, положив на стол, она сомнется и тем сильнее, чем

больше будет сила сжатия, и чем дольше она будет действовать. Такие силы называются

поверхностными, т.к. они приложены к какой-то поверхности пласта горных пород –

нижней, боковой. 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.

3.Подавляющее большинство осадочных горных пород характеризуется слоистым строением. Следовательно, основными элементами строения осадочных толщ являются слои.<неиСреди осадочных горных пород наибольшим распространением пользуются породы морского происхождения. В соответствии с более или менее выровненным рельефом дна моря и закономерностями процесса осадконакопления формирующиеся слои осадков изначально залегают горизонтально. Таким образом, можно считать, что первичное, ненарушенное, залегание слоистых толщ осадочных пород является горизонтальным или почти горизонтальным (субгоризонтальным).<неиСлои осадочных пород представляют собой тела относительно небольшой толщины, но занимающие большие площади. В слоистой толще каждый слой отделен от другого границей, называемой обычно поверхностью напластования. Поверхность, ограничивающая слой снизу, называется подошвой, а сверху — кровлей слоя. Кратчайшее расстояние (И) между кровлей и подошвой называют истинной толщиной слоя или его истинной мощностью (рис. 3.1). Истинная мощность слоев осадочных пород колеблется в широких пределах — от долей сантиметра до десятков метров. Определяя мощность какого-либо слоя в обнажении, часто замеряют не истинную мощность, а видимую — расстояние между кровлей и подошвой слоя на поверхности рельефа. При горизонтальном положении слоя видимая мощность легко пересчитывается истинную. В некоторых случаях в обнажениях наблюдается лишь часть слоя. Тогда говорят о неполной мощности слоев.<неи

4.Изучая геологические разрезы, можно видеть, что соотношения ниже- и вышезалегающих слоев бывают различными. В одних случаях каждый вышележащий слой повторяет залегание слоев, лежащих ниже, и образует с ним разрез, в котором относительный возраст порол плавно изменяется снизу вверив соответствии с самыми дробными подразделениями геохронологической шкалы. Такое залегание пород называется согласным. В других случаях можно наблюдать различные отклонения от согласного залегания пород. Все эти отклонения называют несогласиями.<неиВыделяется несколько типов несогласного залегания пород в разрезах, и практически все они сопровождаются перерывами в осадконакоплении.<неиИсследуя геологическое строение какого-либо конкретного района, геологи часто сталкиваются с ситуацией, когда из стратиграфического разреза выпадают слои пород того или иного возрастного интервала. Этот факт свидетельствует о том, что на данной территории в эти промежутки времени осадки не накапливались, т. е. был перерыв в осадконакоплении. Анализ геологического материала показывает, что перерывы бывают как кратковременными, так и весьма длительными, захватывающими целые геологические эпохи и периоды. Например, в Подмосковье на породах позднекаменноугольного возраста непосредственно залегают породы верхней юры, т.е. из разреза выпадают отложения пермского, триасового, ранне- и среднеюрского возрастов. Такое соотношение горных пород в разрезе называется стратиграфическим несогласием. Стратиграфическое несогласие является параллельным, если слои пород, сформировавшиеся до и после перерыва, располагаются параллельно друг другу (рис. 3.21). При параллельном несогласии слои разновозрастных пород обычно контактируют по неровной поверхности. В основании пород, залегающих выше контакта, часто присутствует галька нижележащих пород, что свидетельствует об их размыве.<неиНесогласное залегание особенно ярко проявляется когда слои, отложившиеся до перерыва в осадконакоплении, находятся в нарушенном залегании, а залегание пород, сформировавшихся после перерыва, является ненарушенным. В этом случае ниже- и вышележащие слои не параллельны между собой. Такой тип несогласия называется угловым несогласием. Конкретные примеры углового несогласия между ниже- и вышележащими комплексами пород приведены на рис. 3.22 и 3.23.<неиПараллельное и угловое несогласия являются главными типами несогласного залегания пород. Однако выделяются и другие типы несогласий. Так, в условиях сильно расчлененной эрозионной поверхности древних пород возникает несогласное прилегание слоев более молодых пород, заполняющих депрессии погребенного рельефа. Такая ситуация может возникать на границе морского бассейна и суши. В море впадают реки, в устья которых при трансгрессии проникает морская вода, образуя узкие протяженные заливы — лиманы. В этих частях морского бассейна идет осадко-накопление, и вдоль берегов лимана формирующиеся слои прилегают к более древним слоям пород, которыми сложены берега. В результате молодые слои морских осадков оказываются вложенными в более древние породы берегового рельефа. Различают параллельное прилегание (рис. 3.24), когда слои молодых и древних образований располагаются параллельно, и несогласное прилегание, когда древние породы смяты в складки, а прилегающие к ним молодые залегают горизонтально.<неиИнформация о перерывах в осадконакоплении и несогласном залегании разновозрастных комплексов пород используется геологами для анализа истории геологического развития исследуемых районов, в чем и заключается главная ее ценность. Попытаемся провести такой анализ на некотором абстрактном примере.<неиНа рис. 3.25 приведена схема геологического развития некоторого региона с девонского по палеогеновый периоды. Справа подведена геохронологическая шкала для этого временного интервала. Из схемы следует, что начиная, по крайней мере, с девона и до конца перми на исследуемой территории существовал морской бассейн, в котором шло осадконакопление (ранее уже отмечалось, что большинство комплексов осадочных пород имеет морское происхождение). За этот промежуток времени сформировался непрерывный разрез отложений этих систем.<неиДалее (на рубеже пермского и триасового периодов) в результате тектонических движений часть бассейна осушилась. Море отступило, т. е. произошла регрессия, которая продолжалась в течение триасового и юрского периодов времени. В этот временной интервал в пределах морского бассейна продолжалось накопление осадков, а на суше осадки не накапливались, т.е. существовал перерыв в осадконакоплении. Более того, в пределах суши шел размыв пород, накопившихся в период с девона по пермь.<неиС начала мелового периода море вновь залило сушу, т. е. произошла трансгрессия. Вся исследуемая территория стала морским бассейном, в котором на протяжении мелового периода шло накопление осадков. В результате на участке территории, где постоянно существовал морской бассейн, накапливался полный непрерывный разрез осадков с согласным залеганием пород, а на участке, где в течение триаса и юры существовала суша, разрез оказался не полным. В нем отсутствуют отложения триасового и юрского периодов (перерыв), а также отложения пермского и верхней части каменноугольного периодов, которые были размыты во время перерыва. В результате отложения меловой системы непосредственно лежат на отложениях средней часта камеш^тшш-ной системы со стратиграфическим несогласием. Тип несогласия зависит от того, какова была тектоническая обстановка в периоды регрессии и трансгрессии. Если суша образлвалась в результате медленных колебательных движений, несогласие, скорее всего, будет параллельным. Если же в это промежуток времени тоника была активной, то несогласие будет угловым.<неи

6. Два типа складок являются главными: антиклинальная и синклинальная. Первая<неискладка характеризуется тем, что в ее центральной части, или в ядре, залегают более<неидревние породы; во второй – более молодые. Эти определения не меняются, даже если<неискладки наклонить, положить на бок или перевернуть.<неиВ ядре антиклинали располагаются более древние породы, чем на крыльях. В синклинали – наоборот.<неиУ каждой складки существуют определенные элементы, описываемые всеми<неигеологами одинаково: крыло складки, угол при вершине складки, ядро, свод, осевая<неиповерхность, ось и шарнир складки.<неиС помощью этих понятий, обозначающих разные части (элементы) складок, их<неилегко классифицировать. Например, характер наклона осевой поверхности складки<неипозволяет выделять следующие виды складок: 1) прямые, 2) наклонные, 3) опрокинутые,<неи4) лежачие, 5) ныряющие (рис. 17.3.3).<неиОсобенно интересны складки с разными по форме сводами. Нередко можно<неинаблюдать складки «острые», напоминающие зубья пилы, или, наоборот, с очень<неиплавными, округлыми сводами (рис.17.3.4). В Горном Дагестане широко распространены<неикрупные складки, называемые «сундучными» и «корытообразными». Они сложены<неитолщами плотных известняков, изогнутых вверх наподобие сундуков и вниз – корыт. На<неиобрывистом краю одной такой сундучной складки располагается знаменитый аул Гуниб,<неипоследний оплот восставшего Шамиля.<неиПроведем простой опыт: возьмем любой журнал и начнем его сгибать в складку.<неиМы увидим, что страницы скользят и смещаются друг относительно друга и без такого<неискольжения изгиб журнала вообще невозможен. Точно так же ведут себя и слои горных<неипород, сминаемые в складку. Они скользят друг по другу и при этом, в своде складки<неимощность слоев увеличивается, т.к. материал слоев, раздавливаясь на крыльях,<неинагнетается и перемещается в своды складок. Такие складки называются подобными,<неипотому что углы наклона всех слоев в крыле складки одинаковы и не меняются с<неиглубиной. Но есть другой тип изгиба, когда, наоборот, мощность слоев остается везде<неинеизменной, но при этом форма свода складки должна изменяться (рис.17.3.5). Такие<неискладки называются концентрическими.<неиСуществует еще один очень интересный тип складок – диапировый. Образуется он в том<неислучае, когда в толщах горных пород присутствуют пластичные и относительно легкие<неипороды, например, такие как соль, гипс, ангидрит, реже глины. Плотность соли (2,2 г/см3)<неименьше, чем плотность осадочных пород (в среднем 2,5-2,6 г/см3). В далекие времена<неиранней перми на месте Прикаспийской впадины существовала морская лагуна, залив.<неиКлимат был сухой, жаркий, и морская вода, попав в залив, периодически испарялась, а на<неидне откладывался тонкий слой соли. Так продолжалось сотни тысяч лет и постепенно<неинакапливавшаяся соль, образовала пласт мощностью в десятки и сотни метров. Это очень<неибольшая мощность, и чтобы ее наглядно представить, посмотрите на главное здание<неиМосковского государственного университета им. М.В.Ломоносова. От асфальта до 24<неиэтажа будет ровно 125 метров.<неиСо временем климат и условия изменились и пласт соли, медленно погружаясь,<неибыл перекрыт уже другими осадочными породами – песками, глинами, известняками. Но<неисоль легче перекрывающих ее пород, она менее плотная. Возникла инверсия плотности,<неит.е. легкая масса внизу, а более тяжелая – наверху. Это состояние неустойчиво и<неидостаточно небольших движений, например, поднятия какого-то блока земной коры под<неисоленосным пластом, как соль начинает перетекать, двигаться и при этом вести себя как<неиочень вязкая жидкость. Как только на пласте соли образуются вздутия, сразу же начинает<неидействовать Архимедова сила и соль, благодаря своей относительной легкости, движется<неивверх и всплывает в виде гигантской капли или гриба.<неиВсплывая, соль приподнимает слои, залегающие выше, деформирует их и<неипрорывает, появляясь иногда на поверхности в виде соляного купола (рис. 17.3.6). Такие<неидиапировые складки и купола широко распространены в Прикаспийской впадине, в<неикоторой имеются соляные толщи кунгурского яруса перми, образовавшиеся примерно<неи265-260 млн. лет тому назад. За это время выше соли накопилась толща осадочных пород<неимощностью в несколько километров. Соль, приведенная в неустойчивое состояние<неитектоническими движениями, постепенно всплывала, образуя соляные купола и<неидиапировые складки. Поскольку соль в ядре складки обладает куполовидной формой, то<неина поверхности мы наблюдаем структуру, напоминающую разбитую тарелку, т.к. в<неистороны от купола отходят радиальные разломы, а между ними наблюдаются<неиконцентрические трещины. Соляные купола растут очень медленно, примерно 1-3 см в<неигод. Но за многие миллионы лет они «проходят» путь в несколько километров.<неиРис. 17.3.6. Строение соляного купола, ядро которого очень сильно дислоцированно, а по<неикраям – оторочка гипса ( вертикальная штриховка)<неиГеологами хорошо изучена форма соляных куполов во многих районах Белоруссии<неив Припятском прогибе, в Северной Германии, в Мексиканском заливе и других местах.<неиЧасто купола похожи на перевернутые капли, причем нередко они оторваны от основного<неислоя соли и уже «всплывают» сами по себе. Иногда верхняя часть такой гигантской капли<неирасплывается в стороны и тогда соляной купол приобретает форму гриба на тонкой<неиножке.<неиОбразование диапировых складок и соляных куполов хорошо поддается<неимоделированию в лабораторных условиях, в котором роль соли и осадочных пород<неииграют специально подобранные жидкости с различной плотностью, при этом размер и<неивремя формирования модели соляных куполов сокращаются в тысячи раз, но благодаря<неипропорциональному уменьшению вязкости эквивалентного материала сохраняются<неиусловия подобия реальным структурам.<неиИзучение районов с соляными пластами и куполами важно потому, что соль<неиявляется хорошим экраном или покрышкой для нефти и газа, не пропуская их вверх.<неиПоэтому под солью могут находиться нефтегазовые месторождения.<неиЧаще всего мы видим смятые в складки слои горных пород в поперечном разрезе, в<неикотором они выглядят наиболее эффектно. Но если разрезать складку в горизонтальной<неиплоскости, то мы получим форму складки в плане. И можно убедиться, что складки в этом<неисечении также разнообразны: они могут быть вытянутыми, очень длинными, но узкими –<неилинейными или, наоборот, овальными, почти круглыми - брахискладками; иногда они<неиприобретают квадратную форму (в разрезе - корыта или сундуки., о которых говорилось<неивыше). Замыкание антиклинальной складки в плане называется периклиналью, а<неисинклинальной –центриклиналью (рис. 17.3.7). Разнообразие формы складок зависит от<неисвойств горных пород и от направления действия силы, приложенной к пластам.<неиКак правило, в горных областях наблюдается сложное сочетание складок в<неибольшом объеме пород, т.е. все пространство занято складками, переходящими друг в<неидруга. Обычно такое сочетание складок называют полной складчатостью, в<неипротивоположность прерывистой складчатости, характеризующейся тем, что отдельные<неискладки разделены обширным пространством с горизонтальным залеганием пород, как,<неинапример, на Русской плите, где мы наблюдаем пологие отдельные складки, иногда<неиназываемые валами. Сочетание складок в областях с полной складчатостью приводит к<неиобразованию антиклинориев ( с преобладанием антиклинальных складок) и синклинориев<неи( с преобладанием синклинальных) (рис. 17.3.9).<неиРис. 17.3.8. Антиклинорий (1) и синклинорий (2)<неиКаким же образом возникают различные типы складок? Какие силы и сколько<неивремени должны действовать на пласты горных пород, чтобы их перекрутить как веревку?<неиБыл ли этот процесс относительно быстрым или растягивался на десятки миллионов лет?<неиБыли ли силы, приложенные к пластам горных пород, исключительно большими, или<неинаоборот, очень слабыми, но действовали длительное время? Всеми этими вопросами<неизанимается та ветвь геологической науки, которая называется тектоникой («тектос» –<неистроитель, греч.). Именно тектоника рассматривает различные виды структур и условия<неиих образования. Механизмы формирования практически всех известных типов складок<неиможно свести к трем главным типам.<неиПервый тип – это складки поперечного изгиба. Они образуются в том случае, когда<неисила, сминающая горизонтально залегающий пласт, направлена перпендикулярно к нему<неи(рис.17.3.10,А ).<неиВторой тип складок – это складки продольного изгиба. В данном случае силы<неинаправлены вдоль пластов по горизонтали (рис.17.3.10,Б ). Такой тип складок можно<неиполучить, сжимая на столе толстую пачку листов бумаги. При этом отчетливо будет<неивидно, как листы бумаги, сминаясь в складки, скользят друг по другу, иначе, как уже<неиговорилось, смять их невозможно. Представим себе, что продольное сжатие испытывают<неислои разной вязкости: твердые песчаники и мягкие глины. При общем смятии более<неиподатливые глины будут сильнее раздавливаться и выжиматься с крыльев складок в их<неисводы, которые будут увеличиваться в объеме. В них как бы накачивается, нагнетается<неипластичная глина.<неиТретий тип складок – это складки течения или нагнетания ( рис. 17.3.9,В).<неиРис. 17.3.9. Складчатость: А – продольного яяяяяяяизгиба, Б – поперечного изгиба, В –<неинагнетания. Стрелками показано направление движения масс<неиОни свойственны таким пластичным породам, как глины, гипс, каменная соль, ангидрит,<неикаменный уголь. Складки из таких пород отличаются очень прихотливой формой. Надо<неиотметить, что при высоких температурах, которые существуют на глубинах в несколько<неикилометров, пластичными становятся даже такие прочные породы как кварциты,<неимраморы, известняки и песчаники.__<неи

7.Типы складок

Типы складок по форме сводов и соотношению крыльев, формы складок в плане, замыкания складок, сочетание складок, типы складчатости

Два типа складок являются главными: антиклинальная и синклинальная. Первая

складка характеризуется тем, что в ее центральной части, или в ядре, залегают более

древние породы; во второй – более молодые. Эти определения не меняются, даже если

складки наклонить, положить на бок или перевернуть. У каждой складки существуют определенные элементы, описываемые всеми

геологами одинаково: крыло складки, угол при вершине складки, ядро, свод, осевая

поверхность, ось и шарнир складки. С помощью этих понятий, обозначающих разные части (элементы) складок, их

легко классифицировать. Например, характер наклона осевой поверхности складки

позволяет выделять следующие виды складок: 1) прямые, 2) наклонные, 3) опрокинутые,

4) Лежачие, 5) ныряющие. Такие складки называются подобными,

потому что углы наклона всех слоев в крыле складки одинаковы и не меняются с

глубиной. Но есть другой тип изгиба, когда, наоборот, мощность слоев остается везде

неизменной, но при этом форма свода складки должна изменяться. Такие

складки называются концентрическими. Существует еще один очень интересный тип складок – диапировый. Образуется он в том

случае, когда в толщах горных пород присутствуют пластичные и относительно легкие

породы, например, такие как соль, гипс, ангидрит, реже глины. Всплывая, соль приподнимает слои, залегающие выше, деформирует их и

прорывает, появляясь иногда на поверхности в виде соляного купола.

8.До сих пор речь шла о таких деформациях пластов горных пород, которые не<неинарушали сплошности пласта, хотя пласт при этом мог сильно изгибаться. Иными<неисловами, даже в самых сложных складках можно проследить какой-либо пласт,<неивыбранный нами наугад, по всей складке, как в поперечном, так и в продольном разрезах.<неиОднако, если тектонические напряжения растут, то в какое-то время может быть<неипревышен предел прочности горных пород и тогда они должны будут разрушиться или<неиразорваться вдоль некоторой плоскости – образуется разрывное нарушение, разрыв или<неиразлом, а вдоль этой плоскости происходит смещение одного массива относительно<неидругого.<неиТектонические разрывы, как и складки, чрезвычайно разнообразны по своей форме,<неиразмерам, величине смещения и т.д. Для того, чтобы разобраться в разрывных<неинарушениях, надо определить некоторые его элементы, как и в случае со складками.<неиТак, в любом разрыве всегда присутствует поверхность разрыва, или сместитель,<неии крылья разрыва или два блока горных пород, расположенных по обе стороны от<неиповерхности разрыва, которые и подвергаются смещению (рис. 17.4.1). Т.к. в большинстве<неислучаев поверхность разрыва наклонена, то блок пород или крыло, располагающееся<неивыше сместителя, называют висячим – оно как бы «висит» над ним, а блок,<неирасполагающийся ниже – лежачим. Перемещение крыльев друг относительно друга по<неисместителю является очень важным показателем, его величина называется амплитудой<неисмещения.<неиПо амплитуде смещения мы судим о том, маленькое или большое было смещение<неипо разрыву. Но это смещение можно отсчитывать как по сместителю, так и по вертикали<неии горизонтали.<неиОбозначения одинаковы..<неиСуществует несколько главных типов разрывов – это сброс, взброс (надвиг), покров<неи(шарьяж) и сдвиг. Понять, что они собой представляют, позволяет рис.17.4.2. Хорошо<неивидно, что при сбросе поверхность разрыва наклонена в сторону опущенного блока, при<неивзбросе – наоборот, как и при надвиге, только в последнем случае поверхность разрыва<неиболее пологая. У покрова поверхность разрыва близка к горизонтальной. Во всех этих<неислучаях смещение имеет вертикальную и горизонтальную компоненты, а при сдвиге<неисмещение происходит вдоль поверхности разрыва (любого наклона) и имеет только<неигоризонтальную компоненту.<неиМожно легко убедиться в том, что совершенно безразлично, двигался ли один блок,<неиа другой был неподвижен, или они оба перемещались на одно и тоже, либо на разные<неирасстояния, Важен конечный результат, и всегда сбросом будет называться разрыв,<неиповерхность которого наклонена в сторону относительно опущенного блока или крыла.<неиВ случае покрова (шарьяжа) выделяют автохтон – породы, по которым<неиперемещается тело покрова и аллохтон, собственно покров. Передняя часть покрова<неиназывается фронтом покрова, а обнажающийся автохтон из-под аллохтона в результате<неиэрозии – тектоническим окном. Расчлененные участки фронтальной части аллохтона<неиназываются тектоническими останцами (рис.17.4.2,5 ).<неиРазрывные нарушения могут встречаться поодиночке, а могут образовывать<неисложные системы, например, многоступенчатые грабены и горсты.<неиГрабен – это структура, ограниченная с двух сторон сбросами, по которым ее<неицентральная часть опущена (рис. 17.4.3). Если сбросов с двух сторон много и они<неипараллельны друг другу, то образуется сложный многоступенчатый грабен.<неиПрослеживаясь на тысячи километров и образуя сложные, кулисообразные цепочки,<неисистемы крупных, многоступенчатых грабенов называются рифтами или рифтовыми<неизонами. Хорошо известна Великая Африкано-Аравийская система рифтов,<неипрослеживаемая от южной Турции через Левант, в Красное море и далее от района<неиЭфиопии на юг Африки до реки Замбези. Длина такой континентальной рифтовой<неисистемы составляет более 6500 км, и образовалась она по геологическим понятиям совсем<неинедавно, всего лишь 15-10 млн. лет тому назад (рис. 17.4.4).<неиРис. 17.4.3. Сочетание разрывных нарушений: 1 – ступенчатые сбросы, 2 – грабен, 3 –<неигорст, 4 – листрические сбросы, 5 – грабены и горсты в сложном рифте<неиГорстом – называется структура, обладающая формой, противоположной грабену,<неит.е. центральная ее часть поднята. (рис…). Это связано с тем, что грабен – провал,<неисвязанный с растягивающими усилиями, тогда как образование горста обусловлено<неисжатием.<неиРис. 17.4.4. Схематические профили, показывающие развитие Кенийского сложного<неиграбена (Восточная Африка) с позднего миоцена до современности. Черные точки и<неиштрихи – вулканические покровы разного возраста<неиЗнаменитое озеро Байкал, крупнейшее в мире хранилище пресной воды, как раз и<неиприурочено к асимметричному грабену, в котором наибольшая глубина озера достигает<неи1620 м, а глубина днища грабена по осадкам плиоценового возраста ( 4 млн. лет)<неисоставляет – 5 км.<неиБайкалький грабен многоступенчатый и является частью сложной рифтовой<неисистемы молодых грабенов, протягивающейся на 2500 км. Такие же рифтовые системы,<неисостоящие из грабенов, известны в Европе – Рейнский грабен, древние грабены Осло,<неиВикинг в Северном море; в Северной Америке – Рио-Гранде.<неиСамые грандиозные рифтовые системы Земли, состоящие из узких грабенов,<неиприурочены к сводам срединно-океанских хребтов. Их общая длина превышает 80 тыс.<неикм. И там их формирование связано с постоянным растяжением океанской коры ввиду<неитого, что из мантии Земли все время поступают базальты, которые наращивают<неиокеаническую кору. Этот процесс называется спредингом.<неиПожалуй, никакие другие типы разрывов не вызывали таких ожесточенных споров,<неипорой драматических, среди геологов, как покровы. «Родиной» покровов считаются<неиАльпы, где их впервые описали в конце прошлого века.<неиПокровы и надвиги составляют характерную черту горно-складчатых сооружений,<неииспытавших сильное сжатие, например, Альпы, Пиренеи, Большой Кавказ, Канадские<неиСкалистые горы, Урал и т.д.<неиВ настоящее время установлены покровы в Аппалачских горах востока Северной<неиАмерики, переместившиеся на запад по очень пологой поверхности более чем на 200 км с<неивостока.<неиЕще более яркий пример – это Скандинавские горы, которые, протягиваясь с юга<неина север на 1500 км, представляют собой гигантский покров, надвинутый по<неигоризонтальной поверхности с запада, со стороны Атлантики, на древние кристаллические<неитолщи Балтийского щита на расстояние более 250 км. Из-под разрушенного и размытого<неипокрова (аллохтона) местами в тектонических окнах проглядывают породы автохтона, т.е.<неитех толщ, по которым покров двигался.<неиПокровы и надвиги интересны тем, что под ними могут залегать важные полезные<неиископаемые, особенно нефть и газ. Но на поверхности никаких признаков нефти нет, и<неичтобы добраться до нее, надо пробурить 3-4 км совсем других пород – аллохтона, что<неибыло сделано в Аппалачах и в Предкарпатье, да и во многих других местах.<неиЗапад Северной Америки – Калифорния, это<неирайон частых и сильных землетрясений, причем<неипоследнее и очень мощное произошло в конце 1993 г.,<неикогда разрушения охватили крупный город Лос-<неиАнжелес. Виновником этих землетрясений является<неизнаменитый тектонический разрыв-сдвиг –Сан-<неиАндреас, т.е. сдвиг Святого Андрея.<неиРис. 17.4.7. Сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии (США).<неиГорода Сан-Франциско и Лос-Анжелес находятся в<неиопасной сейсмической зоне<неиПри сдвиге два блока горных пород перемещаются вдоль плоскости разрыва.<неиИменно такая картина и наблюдается в сдвиге Сан-Андреас, причем величина среднего<неисмещения оценивается примерно в 1 м за 100 лет. Непрерывными движениями по этому<неисдвигу смещаются русла рек, разрушаются и смещаются бетонные желоба для воды,<неиизгороди. Наряду с медленными смещениями случаются и мгновенные подвижки,<неикоторые вызывают землетрясения.<неиБольшие массы горных пород, смещаемые вдоль какой-либо поверхности разрыва,<неиблагодаря своему огромному весу оказывают друг на друга мощное давление, под<неивоздействием которого образуется гладкая, отполированная поверхность в горных<неипородах, называемая зеркалом скольжения.<неиЕсли между перемещающимися блоками горных пород попадают твердые<неиобломки, то на зеркалах скольжения появляются штрихи и борозды, выдавленные этими<неиобломками. Нередко в зоне разрыва наблюдается скопление остроугольных обломков<неиразного размера за счет дробления блоков при смещении, иногда сцементированных<неиглиной, образовавшейся из тонко перетертых обломков. Такие породы называются<неитектонической брекчией или милонитом («милос» – мельница, греч.). В крупных<неиразрывных нарушениях мощность милонитов может достигать десятков метров.__ <неи

9. Разрывные нарушения, характеризующиеся вертикальным перемещением крыльев, носят названия сбросов и взбросов. В таких нарушениях сместитель иногда располагается вертикально (и тогда к разрыву можно применять оба из вышеприведенных названий), но гораздо чаще сместитель бывает наклонным.<неиПри вертикальном перемещении пород по разрыву одно из крыльев оказывается относительно приподнятым, а второе — относительно опущенным. В случае наклонного сместителя крыло, лежащее над ним, называется висячим, а под ним — лежачим, вне зависимости от положения блоков (поднятые они или опущенные). Разрывное нарушение, при котором висячее крыло относительно опущено и сместитель наклонен в сторону опущенных пород, называется сбросом (рис. 3.14, а); разрывное нарушение, при котором висячее крыло относительно приподнято и сместитель наклонен в сторону приподнятых пород, называется взбросом (рис. 3.14, б).<неиИз приведенного рисунка следует, что в разрыве типа сброса происходит увеличение длины, занимаемой одновозрастными слоями на величину я, а в разрыве типа взброса — уменьшение этой величины. В первом случае слои раздвинуты в горизонтальном направлении, а во втором — надвинуты друг на друга. Поэтому при пологом положении сместителя (при угле менее 60°) взбросы также называют надвигами. Величина а — это горизонтальная амплитуда смещений при развитии сбросовых и взбросовых структур. Помимо горизонтальной в таких структурах выделяется и вертикальная амплитуда смещений (величина Ь).<неиПомимо рассмотренных типов нарушений, в земной коре широко развиты разрывные структуры, называемые тектоническими покровами, или шарьяжами. Тектонические покровы представляют собой надвиги с полого наклонными или субгоризонтальными поверхностями сместителей. Для таких структур характерны значительные горизонтальные амплитуды перемещений, измеряемые многими километрами. Тектонические покровы обладают особыми элементами строения, которые не отмечаются у надвигов (рис. 3.15).<неиГлавным элементом шарьяжей является поверхность, по которой произошел разрыв и надвигание одних пород на другие. Такой сместитель обычно называют поверхностью, или основанием шарьяжа. Как уже отмечалось, поверхность шарьяжа всюду пологая и становится крутой лишь в месте, откуда «выжимается» покров (это место называют корнем покрова), и в его лобовой, или фронтальной, части. Объем пород, располагающихся под поверхностью покрова, т.е. пород, на которые надвигается покров, называют автохтоном, а объем перемещающихся пород — аллохтоном. Фронтальная часть тектонического покрова может разрушаться, и отчлененные эрозией части аллохтона иногда располагаются в виде останцов, называемых также отторженцами, или клиппена-ми. Если эрозионный срез аллохтона доходит до автохтона, то среди поля развития пород аллохтона появляются тектонические окна с обнажениями пород автохтона. В основании покровов и в их фронтальной части часто наблюдается смесь обломков пород аллохтона и автохтона, называемая тектоническим меланжем.<неиЕще один важный тип тектонических нарушений, на который следует обратить внимание, — это сдвиг. Сдвигами называются тектонические нарушения со смещением блоков пород в горизонтальном направлении по вертикальному, или круто наклоненному, сместителю. В зависимости от направления относительного перемещения блоков выделяют правосторонние, или правые, и левосторонние, или левые, сдвиги (рис. 3.16). Однако определить направление сдвиговых смещений в природе и тем более замерить амплитуду перемещений блоков при сдвиге бывает непросто. Эти элементы достоверно устанавливаются лишь в тех случаях, когда сместители пересекают и разобщают какие-либо геологические границы (границы геологических тел), которые можно совместить путем обратных перемещений, т. е. когда имеются надежные реологические реперы. Иногда в качестве реперов направления сдвиговых перемещений используются различные мелкие структурные формы – трещины, деформационные структуры пород,образующиеся в разрывной зоне при перемещениях блоков.<неи

10. Землетрясение тектонического типа, т.е. связанное с внутренними эндогенными<неисилами Земли, представляет собой процесс растрескивания, идущий с некоторой<неиконечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образование и обновление<неимножества разномасштабных разрывов, со вспарываением каждого из них не только с<неивысвобождением, но и перераспределением энергии в некотором объеме. Когда мы<неиговорим о том, что сила внешнего воздействия на горные породы превысила их<неипрочность, то следует иметь в виду, что в геомеханике четко различают прочность<неигорных пород как материала, которая относительно высока и прочность породного<неимассива, включающего помимо материала горных пород еще и структурные ослабленные<неизоны. Благодаря последним, прочность породного массива существенно ниже, чем<неипрочность собственно пород.<неиЗемлетрясения – это одни из самых страшных природных катастроф, вызывающих<неине только опустошительные разрушения, но и уносящие десятки и сотни тысяч<неичеловеческих жизней. Землетрясения всегда вызывали ужас своей силой,<неинепредсказуемостью, последствиями. Человек в таких случаях чувствует себя отданным<неиво власть «гнева божья». Земная твердь, самое незыблемое в представлении человека,<неивдруг оказывается подвижной, она вздымается волнами и раскалывается глубокими<неиущельями.<неиИзвестно большое число катастрофических землетрясений, во время которых<неичисло жертв составило многие тысячи (рис. 18.0). В 1556 г. в Китае, в провинции Шэньси,<неистрашное землетрясение привело к гибели 830 тыс. человек, а многие сотни тысяч<неиполучили ранения. Лиссабонское землетрясение в Португалии в 1755 г. унесло более 60<неитыс. человеческих жизней. Мессинское землетрясение в 1923 г. – 150 тысяч; Таншаньское<неив Китае в 1976 г. – 650 тысяч. Этот скорбный список можно продолжать и продолжать. В<неиАрмении 7 декабря 1888 г. в результате Спитакского землетрясения погибло более 25 тыс.<неичеловек и 250 тыс. было ранено. 28 мая 1995 г. на Севере Сахалина мощным<неиземлетрясением был стерт с лица Земли городок Нефтегорск, где погибло более 2000<неичеловек.<неиЗемлетрясения разной силы и в разных точках земного шара происходят постоянно,<неиприводя к огромному материальному ущербу и жертвам среди населения. Поэтому<неиученые разных стран не оставляют попыток определить природу землетрясения, выявить<неиего причины и, самое главное, научиться его предсказывать, что, к сожалению, за<неиисключением единичных случаев пока не удается.<неи

11. Землетрясение тектонического типа, т.е. связанное с внутренними эндогенными<неисилами Земли, представляет собой процесс растрескивания, идущий с некоторой<неиконечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образование и обновление<неимножества разномасштабных разрывов, со вспарываением каждого из них не только с<неивысвобождением, но и перераспределением энергии в некотором объеме. Когда мы<неиговорим о том, что сила внешнего воздействия на горные породы превысила их<неипрочность, то следует иметь в виду, что в геомеханике четко различают прочность<неигорных пород как материала, которая относительно высока и прочность породного<неимассива, включающего помимо материала горных пород еще и структурные ослабленные<неизоны. Благодаря последним, прочность породного массива существенно ниже, чем<неипрочность собственно пород.<неиСкорость распространения разрывов составляет несколько км/сек и этот процесс<неиразрушения охватывает некоторый объем пород, носящий название очага землетрясения.<неиГипоцентром называется центр очага, условно точечный источник коротко периодных<неиколебаний (рис. 18.1.1).<неи<неиРис. 18.1.1. Очаг землетрясения и распространения сотрясений в объеме породы: 1 –<неиобласть очага или гипоцентр, 2 – проекция гипоцентра на поверхность Земли – эпицентр.<неиЛинии изосейст на поверхности – линии равных сотрясений в баллах<неиВ большинстве случаев, хотя и не всегда, разрывы имеют сдвиговую природу и<неиочаг землетрясения охватывает определенный объем вокруг него. Сейсмология изучает<неиупругие волны распространяющиеся динамически в частотном диапазоне 10-3 –102 Гц со<неискоростями в 2-5 км/сек. Проекция гипоцентра на земную поверхность называется<неиэпицентром землетрясения. Интенсивность землетрясения эпицентра изображается<неилиниями равной интенсивности землетрясений - изосейстами. Область максимальных<неибаллов вокруг эпицентра носит название плейстосейстовой области.<неиОсновному подземному сейсмическому удару – землетрясению, обычно<неипредшествуют землетрясения или форшоки____________, свидетельствующие о критическом<неинарастании напряжений в горных породах. После главного сейсмического удара обычно<неинаблюдаются еще сейсмические толчки, но более слабые, чем главный удар. Они<неиназываются афтершоками и свидетельствуют о процессе разрядки напряжений при<неиобразовании новых разрывов в толще пород.<неиПо глубине гипоцентров (фокусов) землетрясения подразделяются на 3 группы: 1)<неимелкофокусные 0-60 км; 2) среднефокусные – 60-150 км; 3) глубокофокусные 150-700 км.<неиНо чаще всего гипоцентры землетрясений сосредоточены в верхней части земной коры на<неиглубинах в 10-30 км, где кора характеризуется наибольшей жесткостью и хрупкостью.<неиБыстрые, хотя и неравномерные смещения масс горных пород вдоль плоскости<неиразрыва вызывают деформационные волны – упругие колебания в толще пород, которые,<неираспространяясь во все стороны и, достигая поверхности Земли, производят на ней<неиосновную разрушающую работу. В главе II уже говорилось о главных типах объемных и<неиповерхностных сейсмических волн. К первым относятся продольные – Р (более<неискоростные) и поперечные – S (менее скоростные) волны (см. рис.2.2.2 ). Ко вторым –<неиволны Лява - L и Рэлея – R. Волны Р представляют собой чередование сжатия и<неирастяжения и способны проходить через твердые, жидкие и газообразные вещества, в то<неивремя как волны S при своем распространении сдвигают частицы вещества под прямым<неиуглом к направлению своего пути.<неиПоверхностные волны подобны водной ряби на озере. Волны Лява заставляют<неиколебаться частицы пород в горизонтальной плоскости параллельно земной поверхности,<неипод прямым углом к направлению своего распространения. А волны Рэлея, скорость<неикоторых меньше, чем волн Лява, возникают на границе раздела двух сред и, воздействуя<неина частицы, заставляют их двигаться по вертикали и горизонтали в вертикальной<неиплоскости, ориентированной по направлению распространения волн.<неиПоверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и довольно<неибыстро затухают как на поверхности, так и с глубиной. Волны Р, достигая поверхности<неиЗемли, могут передаваться в атмосферу в виде звуковых волн на частотах более 15 Гц.<неиЭтим объясняются «страшный гул», иногда слышимый людьми во время землетрясений.<неиСейсмические волны, вызываемые землетрясениями, можно зарегистрировать,<неииспользуя т.н. сейсмографы – приборы, в основе которых лежат маятники, сохраняющие<неисвое положение при колебаниях подставки, на которой они расположены. Первые<неисейсмографы появились сто лет назад. На рис. 18.1.2 изображены принципиальные схемы<неивертикальных и горизонтальных сейсмографов, а также пример сейсмограммы – записи<неисейсмических колебаний, на которых хорошо наблюдаются первые вступления волн V и<неиS. Отмечая время первого вступления волн, т.е. появления волны на сейсмограмме и зная<неискорости их распространения, определяют расстояние до эпицентра землетрясения (рис.<неи18.1.4). В наши дни на земном наре установлены многие сотни сейсмографов, которые<неинемедленно регистрируют любое, даже очень слабое землетрясение и его координаты.<неиНачиная с первых сейсмических станций, оснащенных высокочувствительными<неисейсмографами, созданными академиком Б.Б.Голицыным в начале ХХ в., сеть таких<неистанций в России непрерывно расширялась, хотя станции располагались неравномерно,<неиучитывая различную сейсмичность регионов. Сейчас этих станций в России более 140, что<неив 25 раз ниже, чем в Германии, причем только 15% этих станций оснащено современными<неицифровыми сейсмографами. Существуют также 9 центров сбора и обработки данных,<неиработающих в режимах текущей и срочной обработки. Сведения о текущей сейсмической<неиобстановке регулярно публикуются в сейсмологических бюллетенях и каталогах. Сейчас<неипроисходит развитие и переоснащение сейсмических сетей России современной<неиаппаратурой. Определение глубины очага землетрясения представляет собой более<неисложную задачу, а существующие методы не отличаются точностью.<неи

12. Интенсивность или сила землетрясений характеризуется как в баллах (мера<неиразрушений), так и понятием магнитуда (высвобожденная энергия). В России<неииспользуется 12-балльная шкала интенсивности землетрясений MSK – 64, составленная<неиС.В.Медведевым, В. Шпонхойером и В. Карником (см. аббревиатуру).<неиСогласно этой шкале, принята следующая градация интенсивности или силы<неиземлетрясений:<неи1 –3 балла – слабые<неи4 – 5 баллов – ощутимые<неи6 – 7 баллов - сильные (разрушаются ветхие постройки)<неи8 – разрушительное (частично разрушаются прочные здания, заводские трубы)<неи9 – опустошительное (разрушаются большинство зданий)<неи10 – уничтожающее (разрушаются почти все здания, мосты, возникают обвалы и<неиоползни)<неи11 – катастрофические (разрушаются все постройки, происходит изменение<неиландшафта)<неи12 – губительные катастрофы (полное разрушение, изменение рельефа местности<неина обширной площади).<неиВ целях количественной оценки меры полной энергии сейсмических волн<неивыделившихся при землетрясении широко используется шкала магнитуд (М) по<неиЧ.Ф.Рихтеру.<неиМагнитуда 0 означает землетрясение с максимальной амплитудой смещения в 1<неимкм на эпицентральном расстоянии в 100 км. При магнитуде 5 отмечаются небольшие<неиразрушения зданий, а магнитуда 7 знаменует собой опустошительное землетрясение.<неиСамые сильные из зарегистрированных землетрясений имели магнитуду 8,9-9,0.<неи

13. Распространение на земном шаре землетрясений носит крайне неравномерный<неихарактер (рис. 18.2.1). Одни места характеризуются высокой сейсмичностью, а другие –<неипрактически асейсмичны. Зоны концентрации эпицентров представляют собой<неипротяженные пояса вокруг Тихого океана и в пределах Альпийско-Гималайского<неискладчатого пояса.<неиЗакономерное распространение землетрясений хорошо объясняется в рамках<неисовременной теории тектоники литосферных плит. Наибольшее количество<неиземлетрясений связано с конвергентными и дивергентнымии границами литосферных<неиплит и поясами их коллизии. Возникновение<неисколов в верхней части погружающейся плиты свидетельствует о напряжениях,<неидействующих в направлении пододвигания. Об этом говорит решение фокальных<неимеханизмов многочисленных землетрясений. По мере углубления океанической плиты,<неитам, где она пересекает маловязкую астеносферу, гипоцентров становится меньше и они<неирасполагаются внутри плиты. Т.о., погружающаяся плита, испытывая сопротивление,<неиподвергается воздействию напряжений, разрядка которых приводит к образованию<неиземлетрясений многочисленные гипоцентры которых сливаются в единую наклонную<неизону, достигающую в редких случаях глубин в 700 км, т.е. границы верхней и нижней<неимантии. Наклонные, уходящие под континенты самые мощные в мире скопления очагов<неиземлетрясений, называются «зонами Беньофа». Глубина зон Беньофа сильно различается в разных местах.<неи

14. Несмотря на все усилия различных исследователей, предсказать десятилетие, год,<неимесяц, день, час и место, где произойдет землетрясение, пока невозможно. Сейсмический<неиудар происходит внезапно и застигает врасплох. Созданные в нашей стране силы МЧС<неипризваны не только оказывать помощь после катастрофы, но содействовать тому, чтобы<неиущерб от них был максимально снижен. Сейсмическое районирование (СР) территории<неиРоссии как раз и предназначено для этого. Когда мы говорим о прогнозировании<неиземлетрясений следует различать прогнозирование сейсмичности как режима, т.е.<неисейсморайонирование и прогнозирование отдельных землетрясений по предвестникам, т.е.<неисобственно сейсмопрогнозирование.<неиСейсмическое районирование.<неиВ настоящее время 20% площади России подвержено землетрясениям силой до 7<неибаллов, что требует специальных антисейсмических мер в строительстве. Более 15%<неитерритории находится в зоне разрушительных землетрясений, силой 8-10 баллов. Это<неиКамчатка, Курильские острова и, по существу, весь Дальний Восток, Северный Кавказ и<неиБайкальский регион.<неиСейсмическое районирование – это составление разномасштабных специальных<неикарт сейсмической опасности, на которых показывается возможность землетрясения<неиопределенной интенсивности в определенном районе в течение некоторого временного<неиинтервала. Карты обладают различным масштабом и разной нагрузкой.<неиСейсмопрогнозирование.<неиПрогнозирование землетрясений использует много факторов, в которые<неивключаются различные модели подготовки землетрясения и разные предвестники:<неисейсмологические, геофизические, гидродинамические, геохимические.<неиСогласно дилатантно-диффузионной модели, процесс подготовки землетрясения<неиразделяется на 3 стадии. 1-ая характеризуется увеличением тектонического напряжения;<неи2-ая-возникновением микротрещин отрыва, т.к. напряжение практически равно пределу<неипрочности пород. При этом происходит некоторое увеличение и упрочнение объема<неипород, называемое дилатансией. Если напряжения продолжают возрастать, то это<неиприводит к макроразрушению объема пород, т.е. к землетрясению.<неиМодель лавинно-неустойчивого трещинообразования была предложена в 1975 г.<неиМячкиным. Она предполагает процесс взаимодействия полей напряжений трещин и<неилокализации трещинообразования. Напряжения, действующие длительное время в горных<неипородах, вызывают постепенное образование трещин. Когда достигается некоторая<неикритическая плотность трещин, начинается лавинообразный процесс их объединения, что<неисопровождается концентрацией трещин в одной узкой зоне, в которой и происходит<неимакроразрыв, т.е. землетрясение. Существуют также модели неустойсивого скольжения,<неиконсолидации и др.<неиПредвестники землетрясений весьма разнообразны. Например, предвестники<неиэлектросопротивления, когда за пару месяцев перед землетрясением наблюдается<неипонижение электросопротивления глубоких слоев земной коры, что связано с изменением<неипарового давления подземных вод. Электротеллурические предвестники свидетельствуют<неио том, что перед землетрясением начинается рост электротеллурических аномалий, что<неисвязывается с изменением меняющегося поля напряжений. Гидродинамические<неипредвестники связаны с изменением уровня вод в скважинах. Обычно за несколько лет до<неисильного землетрясения наблюдается падение уровня вод, а перед землетрясением –<неирезкий подъем. Геохимические предвестники указывают на аномальное увеличение<неисодержания радона перед землетрясениями.<неиНередко, напоминая о трех-четырех удачных предсказаниях, заявляют: прогноз<неивозможен. Подобный вывод совершенно неправомерен. Ибо подлинный прогноз – это<неивовсе не любые, сбывающиеся впоследствии предсказания, а лишь те, которые достаточно<неинадежно, устойчиво сбываются, когда их делают по некоторым определенным правилам<неи(алгоритмам). Естественно, что несколько удачных попаданий на фоне сотен ошибок<неитипов «пропуска цели» или «ложная тревога» никаких оснований для вывода о<неивозможности прогноза не дают.<неиВ проблеме прогноза главное открытие последних лет: непредсказуемость<неиземлетрясений вызвана вовсе не недостатком наблюдательных данных, как полагали еще<неинедавно, а особенностями механизма разрушения, порождающими хаотичность<неисейсмического процесса.<неи

15. Термин «цунами» в переводе с японского означает «большая волна в заливе». В<неинашей стране он стал известен после трагедии на Курильских островах, когда в 1952 г. в<неирезультате огромной волны до 12 м высотой, был полностью разрушен г.Северо-Курильск<неина о.Парамушир.<неиВ результате подводного землетрясения, происходящего в открытом океане,<неивозникает зона локального возмущения уровня водной поверхности, как правило, над<неиэпицентральной областью. Это возмущение обусловлено быстрым поднятием или<неиопусканием морского дна, которое приводит к возникновению на поверхности океана<неидлинных гравитационных волн, называемых волнами цунами. Длина волн цунами<неиопределяется площадью эпицентральной области и может достигать сотни и даже больше<неикм. Если где-то в океане происходит мгновенное поднятие дна, то на поверхности воды<неивозникает как бы водяная «шляпка гриба» высотой в 5-8 м. Затем она распадается с<неиобразованием круговых волн, разбегающихся в разные стороны. Иногда в этой водяной<неи«шляпе» наблюдаются всплески, небольшие фонтаны, брызги, появляются кавитационные<неипузырьки. Если какое-нибудь судно попадает в такую зону, то оно подвергается мощным<неиударам, вибрации и звуковому воздействию.<неиКогда волна цунами высотой в 5-6 м подходит к отмелому берегу, ее высота<неиначинает возрастать до нескольких десятков метров в силу различных причин. Явление<неиувеличения высоты волны на пологом берегу хорошо известно, особенно любителям<неипоплавать на доске перед гребнем волны. «Выросшая» в своей высоте волна цунами всей<неимощью обрушивается на пологий берег, сметая все на своем пути и проникает вглубь<неипобережий иногда на десятки км.<неиЦунами чаще всего происходят в Тихом океане. <неиСуществует специальная служба оповещения о приближающемся цунами. Однако,<неиее эффективность не очень высока, т.к. не каждое землетрясение в океане вызывает<неицунами. Поэтому большой процент ложных тревог.К появлению цунами приводят и взрывы вулканических островов.<неи

16. Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для<неиученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное<неиполе, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней<неидинамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование<неигеомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез.<неиПалеомагнитология – область геофизики, изучающая древнее магнитное поле<неиЗемли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление<неикоторой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна<неиего напряженности.<неиПалеомагнетизм как явление представляет собой природную записывающую<неисистему, подобную обычному магнитофону:<неи1. Записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зависимости от времени;<неи2. Магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) служат магнитные<неиминералы, рассеянные в горных породах, совокупность которых составляет<неигеологическую летопись;<неи3. Фиксирование намагниченности происходит с помощью некоторых геологических<неипроцессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);<неи4. Сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни<неипороды не происходило вторичного нагрева или переотложения, химических изменений<неимагнитного носителя записи и т.д.<неи5. Воспроизведение записи производится путем отбора коллекций образцов и<неипроведением измерений остаточной намагниченности в лабораториях с последующей<неистатистической обработкой результатов для выделения полезного сигнала на фоне<неислучайного шума;<неи6. Полезный сигнал представляет собой направление ( и величину) магнитного поля в<неинекоторый фиксированный момент в геологическом прошлом во множестве<неигеографических точках.<неиВ палеомагнитологии разработаны методы отбора коллекций образцов, создан комплекс<неиаппаратуры для измерения различных магнитных характеристик и параметров,<неиприменяется математический аппарат обработки данных, включающий статистические<неиметоды, сформированы базы палеомагнитных данных.<неиИнверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного диполя (рис. 2.4.2).<неиНаличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-то<неинеобычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в<неиданный момент. Обращение полярности геомагнитного поля- важнейшее открытие в<неипалеомагнитологии, позволившее создать новую - магнитостратиграфию, изучающую<неирасчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной<неинамагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих<неиобращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов<неиоказывается весьма действенный метод сопоставления отложений и событий. Следует<неисказать, что причина геомагнитных инверсий пока еще не вышла за рамки гипотез, что не<неимешает геологам широко использовать эту особенность геомагнитного поля для<неикорреляции отложений.<неи<неи

17. Континенты и океаны обладают различным строением и возрастом земной коры.<неиКонтинентальная кеора имеет мощность до 7,5 км, в среднем 40 км и состоит из 3-х слоев<неи(сверху вниз): 1 0 осадочного, 2 – гранитно-метаморфического и 3 – гранулито-<неибазитового. Возраст континентальной коры древний – до 4 млрд. лет. Океаническая кора<неитакже 3-х слойная (сверху вниз): 1 – осадочный слой, 2 – базальтовый с параллельными<неидайками, 3 – габброидный. Мощность океанской коры до 6 км и возраст не древнее 180<неимлн. лет.<неиКонтиненты и океаны – это наиболее крупные структурные элементы литосферы,<неипричем к континентам относятся обширные пространства шельфовых (мелководных)<неиморей и поэтому граница структуры «континент» не совпадает с береговой линией.<неиВ пределах этих самых крупных структур выделяются структуры меньшего<неиразмера – подвижные пояса и стабильные устойчивые площади. В океанах к 1-м из них<неиотносятся протяженные срединно-океанические хребты с рифтовой зоной в осевой части и<неипоперечными трастформными разломами, а ко 2-м – глубоководные равнины или плиты.<неиНа еконтинентах подвижные структуры представлены горно-складчатыми поясами, а<неистабильные – платформами. Срединно-океанические хребты обладают высокой, хотя и не<неиочень сильной сейсмичностью и активным вулканизмом, в противоположность<неиглубоководным плитам. На континентах стабильные участки представлены платформами,<неиимеющими двухэтажное строение (рис. 19.1).<неиНижний этаж сложен дислоцированными, метаморфизованными и прорванными<неиразнообразными интрузиями толщами пород различного возраста, называемыми<неифундаментом, выше которого резко несогласно и почти горизонтально залегает верхний<неиэтаж – чехол, сложенный осадочными породами и местами базальтовыми покровами. В<неизависимости от возраста толщ, слагающих фундамент, платформы подразделяются на<неидревние, с докембрийским фундаментом и молодые с палеозойским фундаментом. Все<неикрупные платформы – Восточно-Европейская, Сибирская, Африканская, Северо-<неиАмериканская, Южно-Американская и др. имеют докембрийский возраст фундамента, в<неиосновном, дорифейский, а молодые платформы, например, Западно-Сибирская, Средне-<неиЕвропейская – палеозойский (каледонский и герцинский). В пределах платформ<неивыделяются структуры еще более мелкого порядка: щиты и плиты. Щит – это выступ<неифундамента на поверхность, а плита сложена платформенным чехлом. На плитах, в свою<неиочередь, выделяются антеклизы и синеклизы, пологие поднятия или впадины. В<неиосновании чехла могут располагаться грабенообразные впадины, рифты или авлвкогены<неи(«авлос» – ров, «ген» – рожденный, греч.). Синеклизы и антеклизы осложняются<неиструктурами – сводами, впадинами, валами и т.д. Таким образом, платформа, возраст<неикоторой исчисляется с начала формирования чехла, представляет собой устойчивую<неиструктуру, испытавшую медленные вертикальные движения, но перемещавшуюся вместе<неис литосферными плитами в горизонатльном направлении.<неиНа континентах выделяются складчато-орогенные пояса двух типов. Один тип<неипервичных поясов, является результатом развития пассивных или активных<неиконтинентальных окраин , впоследствии дислоцированных и превращенных в складчатые<неисооружения, испытавшие орогенез («орос» – горы, «орогенез» - горообразование, греч.)<неиили в результате столкновения, коллизии двух литосферных плит. Такие пояса, как<неиСеверо-Американский и Южно-Американский образовались в результате процессов на<неиактивных окраинах, а Средиземноморский горно-складчатый пояс сформировался при<неиколлизии Африкано-Аравийской и Евроазиатской литосферных плит.<неиВторичные пояса аозникают в результате горообразования на патформах,<неинапример, Тянь-Шань, Забайкальский и др., поэтому они называются иногда<неиэпиплатформенными.<неиВ горно-складчатых поясах, как и на платформах выделяются второстепенные<неиструктурные элементы: синклинории и антиклинории; межгорнеы впадины и передовые<неипрогибы. Как правило, в первичных поясах широко развиты покровы и надвиги, а также<неифрагменты пород офиолитовой ассоциации – реликтов коры океанического типа__<неи

18. Строение Земной коры и верхней мантии. Методы ее изучения.

Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скачка скоростей

волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А.Мохоровичечем в 1909 г.

и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко,

поверхность М. Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км и

была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Бено Гутенбергом и также получила его

имя. Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой

границы волны Р резко замедляются, теряя 40% своей скорости, а волны S исчезают, не

проходя ниже. Т.к. для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига,

деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество,

слагающее внешнюю часть ядра должно обладать свойствами жидкости. На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р,

а путем применения особого метода показано, что там появляются и волны S, т.е. эта

часть ядра - твердая. Таким образом, внутри Земли устанавливается 3 глобальные сейсмические

границы, разделяющие земную кору и мантию (граница М), мантию и внешнее ядро

(граница Гутенберга), внешнее и внутреннее ядро. Ниже поверхности М, скорости сейсмических волн увеличиваются, но на

некотором уровне, различном по глубине под океанами и материками, вновь

уменьшаются, хотя и незначительно, причем скорость поперечных волн уменьшается

больше. В это слое отмечено и повышение электропроводности,

что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от

выше и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности

этого слоя, получившего название астеносфера (“астенос” -

слабый, мягкий, древн.греч.), объясняются возможным его

плавлением в пределах 1-2%, что обеспечивает понижение

вязкости и увеличение электропроводности. Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10-

20 км до 80-200 км, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание

астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например, под

докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и

его глубина сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В

современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль

своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры. Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носит название литосфера.

19. Сравнительный анализ строения офиолитовой ассоциации и коры океанического типа, значение для геодинаических реконструкций.Сведения о коре мы получаем от непосредственного наблюдения пород на

поверхности Земли, особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и

сверхглубоких скважин, как на суше, так и в океанах; ксенолитов в вулканических

породах; драгированием океанского дна и сейсмических исследований, дающих наиболее

важную информацию о глубоких горизонтах земной коры.

Океаническая кора обладает 3-х слойным строением (сверху вниз):

1-й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах не

превышающей в мощности 1 км и до 15 км вблизи континентов.

Схемы строения земной коры. I – континентальная кора, слои: 1 – осадочный, 2

– гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхней мантии.

II – океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 –

комплекса параллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница

Мохоровичича.Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами.

Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170-180 млн. лет.

2-й слой сложен, в основном, базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами, с

тонкими прослоями осадочных пород. В нижней части этого слоя располагается

своеобразный комплекс параллельных даек базальтового состава, служившим

подводящими каналами для подушечных лав.3-й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным

образом, основного состава – габбро и реже ультраосновного, располагающимся в нижней

части слоя, глубже которого располагается поверхность М и верхняя мантия.Очень важно подчеркнуть, что кора океанического типа развита не только вокеанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается также и вскладчатых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитовой ассоциации,

парагенезис (сонохождение) которых (кремнистые породы – базальтовые лавы – основные

и ультраосновные породы) был впервые выделен в 20-х годах ХХ в. Г.Штейнманом в

Лигурийских Альпах на СЗ Италии.Континентальная земная кора также имеет 3-х членное строение, но структура ее иная

(сверху вниз):1-й осадочно-вулканогенный слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до

25 км в глубоких впадинах, например, в Прикаспийской. Возраст осадочного слоя

колеблется от раннего протерозоя до четвертичного.2-й слой образован различными метаморфическими породами: кристаллическимисланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15

до 30 км в различных структурах.3-й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизованными

породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется

гранулито-базитовым. Частично он был вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной.

Нижняя кора обладает изменчивой мощностью в 10-30 км. Граница раздела между 2-ым и

3-м слоем континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидированной

части коры (ниже осадочного слоя) выделяют 3, а не 2 слоя.Поверхность М выражена повсеместно и достаточно четко скачком скоростейсейсмических волн от 7,5 – 7,7 до 7,9 – 8,2 км/с. Верхняя мантия в составе нижней части

литосферы сложена ультраосновными породами, в основном, перидотитами, как, впрочем,

и астеносфера, характеризующаяся пониженной скоротью сейсмических волн, что

интерпретируется как пониженная вязкость и, возможно, плавление до 2-3%.

22. Тектоника литосферных плит позволила совершенно точно восстановить картину

распада последнего суперматерика Пангеи существование которого впервые предсказал

выдающийся немецкий геофизик Альфред Вегенер в 1912 г

В настоящее время также широко используется палеомагнитный метод корреляции

отложений. Все горные породы, как магматические, так и осадочные, в момент своего

образования приобретают намагниченность, отвечающую по направлению и по силе

магнитному полю данного времени. Эта намагниченность сохраняется в породе, поэтому

и называется остаточной намагниченностью, разрушить которую может лишь

нагревание до высоких температур, выше точки Кюри, ниже которой магматические

породы приобретают намагниченность либо, скажем удар молнии. В истории Земли

неоднократно происходила смена полярности магнитного поля, когда северный и южный

полюса менялись местами, а горные породы приобретали прямую (положительную, как в

современную эпоху) или обратную (отрицательную) намагниченность. Сейчас

разработана подробная шкала смены полярности для всего фанерозоя, но особенно для

мезозоя, успешно применяемая для корреляции базальтов и осадков океанического дна.