Понятие о деформациях, ее типы.

Понятие о деформациях, ее типы.

Изменение объема и формы тела, вследствие приложенной к нему силы, называется деформацией. 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 т.п. Любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т.е. деформирование происходит очень медленно.

Деформации подразделяются на однородные и неоднородные. Однородные, когда величина деформации одинакова в каждом участке деформированного тела. Среди однородных деформаций выделяют сжатие - растяжение и сдвиг. Для сдвига необходимо действие двух противоположно направленных сил, или пары сил.

Деформации бывают упругими и пластическими.

Механизм разрушения горных пород, напряженное состояние земной коры

Механическое разрушение породы связано с особенностями состава и строения самой породы и внешними воздействиями. Первичные трещины в гп, по мере эрозии залегающих выше толщ, высвобождают усилия давления и расширяются, разрушая материнские породы. Наиболее существенным физическим фактором, , являются температурные колебания(суточные и сезонные) Разные минералы обладают различными коэффициентами объемного расширения, причем даже в одном минерале этот коэффициент меняется в зависимости от направления. Расширяясь и сжимаясь в разной степени минералы провоцируют микронапряжения в горной породе, которые расшатывают ее «скелет» и она рассыпается на мелкие обломки – дресву. Когда поверхность горных пород в каком-либо обнажении нагревается сильнее внутренних частей и, соответственно, расширяется больше, то наблюдается отслаивание, шелушение породы параллельно поверхности обнажения. Такой процесс называется десквамацией. Напряженное состояние характеризует не только сами поверхностные слои, которые можно наблюдать непосредственно, но и более глубинные части земной коры. Напряжение может быть вертик. и горизонтально. Источники напряжений:

1 факторы, связанные с эндогенными, то есть внутренними, процессами, происходящими не только в земной коре, но также и в мантии Земли. Именно эти процессы генерируют как глобальное поле напряжений Земли, так и тектонические движения в земной коре;

2 появлениеисточников напряжений связана с экзогенными факторами: покровные оледенения, нагрузка искусственных водохранилищ, эрозионная деятельность рек, откачка нефти, газа, воды с глубин в первые километры.

3 фактор связан с космическими источниками, а также с приливным воздействием Луны.

3. Слой и слоистость. Взаимоотношение слоистых толщ. Трансгрессивное и регрессивное залегание отложений, их образование и выражение в геологическом разрезе.

Слоем называется более или менее однородный, первично обособленный осадок (или горная порода), ограниченный приблизительно параллельными поверхностями, относительно небольшой толщины, но занимающий большие площади. Чередование слоев называется слоистостью. При параллельной слоистости поверхности наслоения по строению близки к плоскостям. Этот вид слоистости свидетельствует об относительной неподвижности и покое среды; в которой накапливались осадки. В слоистой толще каждый слой отделен от другого границей, называемой обычно поверхностью напластования. Поверхность, ограничивающая слой снизу-подошва, а сверху — кровля слоя. Кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой -истинная толщина(мощность) слоя. 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. Волнистая слоистость имеет волнистоизогнутые поверхности наслоения. Она формируется при движениях, имеющих периодическую смену или повторяемость в своем направлении. Косой слоистостью называется слоистость с прямолинейными и криволинейными поверхностями наслоения, под различными углами которых внутри слоя располагается более мелкая слоистость. Линзовидная слоистость хар-ся разнообразием форм и изменчивостью мощности отдельных слоев.

1. Трансгрессивное залегание - возникшее в результате формирования осадков в прогибе на фоне общего длительного опускания при последующем относительно быстром поднятии. При развитии трансгрессии, обусловливающей создание трансгрессивной части комплекса, более древние слои всегда занимают меньшее пространство, чем последующие, более молодые слои, распространяющиеся на все большую площадь.

2. Регрессивный тип залегания выражается в последовательном сокращении площади, занимаемой более молодыми слоями по отношению к ранее образовавшимся слоям. Он возникает при относительно быстром опускании или прогибании впадины и при достаточно длительном последующем ее поднятии в целом или только периферических частей.

Параметры землетрясения.

 

Любое землетрясение-это тектонические деформации земной коры или верхней мантии, происходящие вследствие того, что накопившиеся напряжения в какой-то момент превысили прочность горных пород в данном месте. Описывая землетрясения, пользуются некоторыми параметрами:

Гипоцентр, или очаг, -определенный объем горных пород, внутри которого осуществляются неупругие деформации и происходят разрушения пород. Понятие очага, или гипоцентра не является строгим, но важно подчеркнуть, что это не точка, а некоторое пространство, объем, формы и размеры которого могут быть самыми различными.

Эпицентр-проекция гипоцентра на земную поверхность, поэтому следует иметь в виду, что нередко карты распределения эпицентров создают не совсем правильную картину связи землетрясений с поверхностной геологической структурой, особенно в случае наклонных разрывов типа надвигов с гипоцентром на большой глубине. Это обстоятельство подчеркивается для соблюдения осторожности при интерпретации землетрясений от особенностей геологического строения региона.

Интенсивность-это внешний эффект землетрясения на поверхности Земли, который выражается в определенном смещении почвы, частиц горных пород, степени разрушения зданий, появлении трещин на поверхности и т.д.

Магнитуда (М)-логарифм отношения максимального смещения частиц грунта (в микрометрах) А₁ при данном конкретном землетрясении к некоторому эталонному очень слабому смещению грунта.

Энергия (Е) землетрясений-это та величина потенциальной энергии, которая освобождается в виде кинетической после разрядки напряжения в очаге и, достигая поверхности Земли, вызывает ее колебания.

Глубиной очага землетрясений (h) называется расстояние от поверхности Земли по нормали до гипоцентра, или очага.

 

Магнитное поле Земли, его происхождение, инверсии и палеомагнитный метод для решения геологических задач. Примеры.

Магнитное поле Земли (геомагнитное поле) — магнитное поле, создаваемое внутриземными источниками. Характеризуется склонением, наклонением и напряженностью. Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез. Внутреннее строение Земли характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. внешняя оболочка ядра Земли обладает свойствами жидкости, т.к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железо - никелевого состава, как и силикатная мантия, слагаются твердым веществом. Наличие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникн магнитного поля. Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру, чем верхняя, может возникнуть конвекция. Более легкая нагретая жидкость будет подниматься вверх, а более холодная и плотная жидкость – опускаться вниз. Конвекция обусловлена действием Архимедовой силы. Магнитное поле всегда было дипольным, в среднем ось диполя всегда была близка к оси вращения Земли и напряженность поля существенно не менялась на протяжении геологической истории после формирования ядра. М.п. влияет и на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов, таких, как гематит, магнетит, титаномагнетит и др. Особенно это проявл в магматических горных породах - базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в пр-се застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того, когда горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется. Инверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного диполя. Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-тонеобычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный момент. Широко используется палеомагнитный метод корреляции отложений. Все гп(магматические, осадочные), в момент своего образования приобретают намагниченность, отвечающую по направлению и по силе мп данного времени. Эта нам-сть сохр-ся в породе, поэтому и называется остаточной нам-стью, разрушить которую может лишь нагревание до высоких температур, ниже которой магм.гп приобретают нам-сть. В истории Земли неоднократно происходила смена полярности магнитного поля, когда северный и южный полюса менялись местами, а гп приобретали прямую (положительную, как в современную эпоху) или обратную (отрицательную) намагниченность.

17. Основные структурные элементы платформ, их выражение, возраст платформ Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным строением земной коры. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами. В пределах океанов и континентов выделяются менее крупные структурные элементы, во-первых, это стабильные структуры - платформы, которые могут быть как в океанах, так и на континентах. Они характеризуются, как правило, выровненным, спокойным рельефом, которому соответствует такое же положение поверхности на глубине, только под континентальными платформами она находится на глубинах 30-50 км, а под океанами 5-8 км, так как океанская кора гораздо тоньше континентальной. Древние платформы являются устойчивыми глыбами земной коры, сформировавшимися в позднем архее или раннем протерозое. Их отличительная черта - двухэтажность строения. Нижний этаж, или фундамент сложен складчатыми, глубоко метаморфизованными толщами пород, прорванными гранитными интрузивами, с широким развитием гнейсовых и гранитогнейсовых куполов или овалов - специфической формой складчатости. Фундамент платформ формировался в течение длительного времени в архее и раннем протерозое и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации, в результате которых вскрылись породы, залегавшие раньше на большой глубине. Площадь древних платформ на материках приближается к 40 %. Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, полого залегающих с резким угловым несогласием на фундаменте неметаморфизованных отложений - морских, континентальных и вулканогенных. Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и плиты. Щит - это выступ на поверхность фундамента платформы, который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Плита - часть платформы, перекрытая чехлом отложений и обладающая тенденцией к прогибанию. В пределах плит различаются более мелкие структурные элементы. В первую очередь это синеклизы - обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы - пологие своды с поднятым фундаментом и относительно утоненным чехлом. Нередко антеклизы и синеклизы осложнены второстепенными структурами меньших размеров: сводами, впадинами, валами. Часто встречаются флексуры - изгибы слоев чехла без разрыва их сплошности и с сохранением параллельности крыльев, возникающие над зонами разломов в фундаменте при подвижке его блоков.

Офолитовая ассоциация.

Нижняя часть разреза такой ассоциации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных пород - гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами. Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Офиолитовая ассоциация в складчатых областях, залегающая, как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна (не обязательно океана! ) с корой океанского типа. Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов и т.д., да и сама кора океанского типа могла быть в окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов.

Вопрос о времени появления типичных офиолитов имеет большое значение для понимания истории Земли. Появление таких комплексов означает начало действия механизма тектоники плит. На сегодня самые древние комплексы установлены в Карелии, Вайоминге и Китае. Они имеют архейский возраст.

Океаническая кора

Стандартная океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго закономерное строение. Сверху вниз она сложена следующими комплексами: осадочные породы, представленные глубоководными океаническими осадками. базальтовые покровы, излившиеся под водой. дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек. слой основных расслоенных интрузий. Мантия, представлена дунитами и перидотитами.

В подошве океанической коры обычно залегают дуниты и перидотиты. Эти породы могут образоваться как в результате кристаллизации расплавов, так и быть первичными мантийными породами. Их можно различить по ориентировке зерен в породе. В породах прошедших магматическую стадию кристаллы ориентированы произвольно. В мантийных породах, претерпевших течение в конвективных ячейках, зерна ориентированы в соответствии со своими реологическими свойствами.

Слой расслоенных интрузий образуется в срединно-океаническом хребте, в магматических камерах, расположенных на глубине 2—4 км. Эти массивы вложены друг в друга.

Океаническая кора может иметь повышенную мощность в районах плюмового магматизма. В таких местах расположены океанические острова и океанические плато.

Стратиграфический диапазон осадочного слоя океанской коры от позднеюрского до голоценового. Распределение разновозрастных осадков на дне Мирового океана носит закономерный характер: в центральных районах (срединно-океанические хребты) располагаются наиболее молодые (современные) образования, а по мере приближения к континентам все более и более древние покровы. Такое изменение в пространстве возраста осадочных пород океана свидетельствует о его последовательном раскрытии вдоль рифтовой долины и исчезновении древних отложений в зонах субдукции.

Понятие о деформациях, ее типы.

Изменение объема и формы тела, вследствие приложенной к нему силы, называется деформацией. 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 т.п. Любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т.е. деформирование происходит очень медленно.

Деформации подразделяются на однородные и неоднородные. Однородные, когда величина деформации одинакова в каждом участке деформированного тела. Среди однородных деформаций выделяют сжатие - растяжение и сдвиг. Для сдвига необходимо действие двух противоположно направленных сил, или пары сил.

Деформации бывают упругими и пластическими.

12345Следующая ⇒

Поделиться: