Методы изучения колебательных движений

Количественное значение современных колебательных тектонических движений определяется историческим и геодезическим методами.

Первый предусматривает изучение археологических, письменных и графических документов (карт), указывающих на изменение во времени, например положения береговой линии озера или моря по отношению к населенному пункту, порту и т.п. Так, известно, что на берегу Ботнического залива в 1620 г. были построены гавань и причалы для приема больших кораблей. В 1724 г. в связи с быстрым подъемом берега причалы оказались далеко от воды.

Второй метод (метод повторного нивелирования) позволяет установить смещение поверхности Земли с точностью до миллиметра. Этот метод используется довольно широко. Повторные нивелировки проведены в Европейской части РФ, на Кавказском побережье Каспия, в Северной Америке, Болгарии, Польше, Нидерландах, Великобритании, Италии, Финляндии, Франции, Японии и других странах. Однако этот метод требует больших затрат труда и времени (перерыв между первым и повторным нивелированием должен быть не менее 8–10 лет). Чтобы решить эту задачу за более короткий срок, в настоящее время применяют приборы – наклонометры и другие, более точные методы геофизического изучения Земли.

Неотектонические колебательные движения изучаются в основном геоморфологическими и геологическими методами.

На берегах морей исследуют морские террасы, прибойные ниши, береговые валы, характер устьевых частей рек, коралловые постройки. При нормальных условиях высота коралловых рифов не превышает 50–60 м. Однако в отдельных местах мощность коралловых известняков достигает 500 м. Это указывает на постепенное понижение дна моря. По ископаемой фауне и флоре в отложениях можно установить время образования террас и валов, а зная высоту их положения над уровнем моря в данный момент, определить скорость положительного движения земной коры.

Вдали от морских берегов характер неотектонических движений можно определить, изучая древние денудационные уровни (степень их наклона, абсолютные и относительные их отметки, мощность и т. п.), поперечные и продольные профили речных долин, а также осадочные толщи (мощность, площадь распространения, фациальные особенности четвертичных отложений и т. д.).

Древние колебательные движения изучаются геологическими методами и прежде всего стратиграфическим. Осадочные породы изучаются с точки зрения их фациальных особенностей, мощностей и характера контактов между отдельными свитами толщи. Изучая облик (фации) осадочных пород (морские, лагунные, континентальные), перерывы в их накоплении, число и характер этих перерывов, можно восстановить историю геологического развития определенного участка земной коры. Исследование мощности накопившихся (размытых) толщ позволит установить скорости колебательных движений, если учесть, что прогибание земной коры компенсируется накоплением осадков, а поднятие – размывом пород.

Стратиграфический метод изучения колебательных движений разработал А.П. Карпинский и применил его к анализу движений на Русской платформе. С этой же целью для отдельных отрезков времени им были составлены карты изопахит (карты изолиний мощности одновозрастных толщ).

В результате выявлено, что Подмосковье, бывшее в конце раннего палеозоя сушей, в середине девонского периода было затоплено морем. На дне его накопились известняки с морской фауной. В конце девона море в Подмосковье обмелело, образовались лагуны, в которых отложились доломиты и гипсы. В начале каменноугольного периода море полностью отступило, в озерах, болотах и широких речных долинах накопились пески, глины, угли. Позднее, в конце средней и в течение всей поздней эпохи каменноугольного периода, в Подмосковье накапливались морские осадки с теплолюбивой фауной (кораллы, мшанки, морские ежи, лилии, брахиоподы). С начала пермского периода и в течение всего триаса, нижней и средней юры здесь была суша, подвергавшаяся интенсивному сносу. В верхней юре местность вновь покрылась морем, просуществовавшим до середины нижнего мела. Позднее вновь установился континентальный режим, продолжающийся до настоящего времени.

Практическое значение колебательных тектонических движений

Человек в своей практической деятельности должен учитывать неотектонические и современные тектонические движения, прогнозировать те изменения в жизни интересующего участка земной коры, которые могут быть вызваны ими. Особенно это необходимо при выборе мест постройки долговременных сооружений: морских портов, каналов, гидростанций, металлургических заводов и т.п. Строительство без учета колебательных движений может привести к неприятным последствиям.

Колебательные движения могут привести к изменению гидрографии отдельных районов: к изменению интенсивности стока рек, к изменению направления их течений и даже к перестройке всей гидрографической сети. Эти движения приводят к перекосу опор линий электропередачи, нарушают работу подземных газо-, нефтепроводов и систем водоснабжения.

Важно знать направление проявления неотектонических и современных движений и при поисках полезных ископаемых. При установлении, например, площадей распространения богатых россыпных месторождений благородных металлов и драгоценных камней необходимо установить места локальных поднятий, создающих естественные плотины, перед которыми и образуются наиболее богатые скопления россыпей.

В районах нефтяных структур также важно установить места интенсивных новейших и современных тектонических движений, которые часто способствуют скоплению нефти (образующиеся трещины в куполах служат проводниками нефти и газа).

Складчатые движения

Складчатые, или пликативные (пликатус, лат. – складчатый), нарушения первоначального залегания горных пород выражаются в волнообразном изгибании слоев горных пород без разрыва их сплошности.

Складчатость общего смятия толщ горных пород, образующаяся в геосинклинальных областях, является результатом горизонтального сжатия локальных зон этих областей, развивающегося как следствие вертикальных колебательных движений в геосинклинали. Она наблюдается в зонах наибольшего прогибания геосинклинали и в зонах максимальных перегибов (переходные участки от более поднятых зон к наиболее опущенным). Образование складок общего смятия вызвано пластическими деформациями пород, возникающими в результате сминающих напряжений, иногда небольших, но действующих медленно, в течение многих миллионов лет. При давлении возникают перемещения частичек породы относительно друг друга. Это вызывает повышение температуры, способствующее размягчению породы и в конечном счете приводящее к их дислокации. Высокие температуры вызваны и тем, что нижние слои мощных толщ пород находятся на больших глубинах (до 20 км). Наличие влаги в породах существенно ускоряет процесс дислокации, вследствие этого даже хрупкие в обычных условиях горные породы (известняки, песчаники, конгломераты) собираются в складки.

Все формы складчатых дислокаций образуются без разрыва сплошности слоев. Основными среди них являются:

· моноклиналь – самая простая форма нарушения первоначального залегания слоев, проявляющаяся в общем наклоне слоев в одну сторону (рис. 23а);

· флексура – коленоподобная складка, образующаяся при смещении одной части толщи пород относительно другой без разрыва сплошности (рис. 23б).

В крыльях флексуры слои пород залегают почти горизонтально, а между ними (в замке) наблюдается крутой наклон слоев вплоть до вертикального. Следовательно, одна часть слоя оказывается приподнятой или опущенной по отношению к другой без разрыва сплошности слоя. При значительном смещении слой в коленообразном изгибе может разорваться и тогда связное нарушение переходит в разрывное. Флексуры часто образуются в чехле платформы, где они обусловлены движением глыб фундамента по разломам;

· антиклиналь – выпуклая складка, слои в которой падают в противоположные стороны (сладка, обращенная своей вершиной вверх) (рис. 23в);

· синклиналь – вогнутая складка, слои в которой падают навстречу друг другу (складка с вершиной, обращенной вниз) (рис. 23г).

Шарнир – линия, проходящая через точки максимального перегиба любого из слоев, собранных в складку.

Крыльями называют боковые части складки.

Замком складки является та ее часть, которая лежит в области перегиба слоев складок (перегиб от одного крыла к другому).

Ядро складки – самый древний слой горных пород, лежащий в перегибе антиклинальных складок, и самый молодой слой, лежащий в прогибе синклинальных складок.

Осевая поверхность – воображаемая плоскость, проходящая через шарниры всех слоев, слагающих складку (делит угол складки пополам).

Ось складки (В–В₁) – воображаемая линия пересечения осевой плоскости с поверхностью Земли.

Ширина складки – расстояние между крыльями на уровне среза ее поверхностью Земли.

Высота складки – вертикальное расстояние от перегиба складки (например, антиклинали) до уровня среза складки поверхностью Земли.

Разрывные движения

Под действием горизонтальных сил, направленных в противоположные стороны, могут произойти разрыв слоев и смещение их относительно друг друга. Такие смещения слоев называются сдвигами. Сдвиги могут иметь протяженность в сотни и тысячи километров и характеризуются длительным развитием. Если под действием боковых сил, направленных навстречу друг другу, слои разрываются и одни массы пород надвигаются на другие, образуются надвиги.

Надвиг – это надвигание одних пород на другие по поверхности разрыва под углом (рис. 25а). Складки, сдвиги и надвиги характерны для Кавказа, Крыма.

Если горные породы из-за расколов земной коры разрываются на части под действием радиальных сил и смещаются относительно друг друга, в вертикальном направлении возникает сброс– опускание одной части относительно другой (рис. 25б) или взброс, если при разрыве происходит поднятие (рис. 25в). Амплитуда смещения при сбросе может достигать 1–2 км. Примером сброса могут служить Жигулевские горы на Волге. В Жигулевском сбросе соприкасаются породы, образовавшиеся 350 млн. лет назад (каменноугольный период) и 65 млн. лет назад (палеогеновый период). Вертикальное смещение доходит до 700 м.

Сбросы приводят к образованию горстови грабенов. Горст – это выступ между двумя впадинами; грабен – впадина, образовавшаяся между двумя выступами (рис. 25г, д). Горсты представляют сбросовые или глыбовые горы; грабены – межгорные котловины, которые иногда бывают заполнены водой (озера тектонического происхождения). Классический пример грабена – Телецкое озеро, горста – Алтайские горы.

Сейсмические явления

Сейсмические явления проявляются в виде упругих колебаний земной коры. Это грозное явление природы типично для районов геосинклиналей, где активно действуют современные горообразовательные процессы.

Сотрясения сейсмического происхождения происходят почти непрерывно. Специальные приборы регистрируют в течение года более 100 тысяч землетрясений, но только около 100 из них приводят к разрушительным последствиям и отдельные – к катастрофам с гибелью людей, массовыми разрушениями зданий и сооружений.

Упоминания о землетрясениях встречаются в Библии, в трактатах античных ученых – Геродота, Плиния и Ливия, а также в древних китайских и японских письменных источниках. До 19 в. большинство сообщений о землетрясениях содержало описания, обильно приправленные суевериями, и теории, основанные на скудных и недостоверных наблюдениях.

Серию систематических описаний (каталогов) землетрясений в 1840 г. начал А. Перри (Франция). В 1850-х годах Р. Малле (Ирландия) составил большой каталог землетрясений, а его подробный отчет о землетрясении в Неаполе в 1857 г. стал одним из первых строго научных описаний сильных землетрясений.

История знает катастрофические землетрясения, когда погибали десятки тысяч людей и разрушались целые города или их большая часть. Исключительное по силе катастрофическое землетрясение произошло 4 декабря 1956 г. в Монголии, зафиксированное также на территории Китая и России. Оно сопровождалось огромными разрушениями. Один из горных пиков раскололся пополам, часть горы высотой 400 м обрушилась в ущелье. Образовалась сбросовая впадина длиной до 18 км и шириной 800 м. На поверхности земли появились трещины шириной до 20 м, главная из них протянулась на 250 км.

Тектонические сейсмические явления возникают как на суше, так и на дне океанов. В связи с этим различают землетрясения и моретрясения.

Моретрясениявозникают в глубоких океанических впадинах Тихого, реже Индийского и Атлантического океанов. Быстрые поднятия и опускания дна океанов вызывают смещение крупных масс горных пород и на поверхности океана порождают пологие волны (цунами) с расстоянием между гребнями до 150 км с очень небольшой высотой над большими глубинами океана.

Цунами перемещаются на расстояния в сотни и тысячи километров со скоростью 500–800 и даже более 1000 км/ч. По мере уменьшения глубины моря крутизна волн резко возрастает (высота волн достигает 15–20 м и даже 40 м), и они со страшной силой обрушиваются на берега, вызывая разрушения сооружений и гибель людей. Самая высокая сейсмическая волна – цунами поднялась у побережья Аляски в 1964 г. Высота ее достигла 66 м, а скорость – 585 км/ч. (Катастрофическая по величине цунами обрушилась на побережья Индии, Шри-Ланки, Индонезии 26 декабря 2004 г., погибло свыше 240 тыс. человек).

Частота возникновения цунами не столь велика, как у землетрясений. Так, за 200 лет на побережье Камчатки и Курильских островов наблюдалось всего 14, из которых четыре были катастрофическими.

Землетрясения

Землетрясения – подземные толчки и колебания земной поверхности, вызванные процессами, происходящими в земной коре и верхней мантии. Эти колебания представляют собой упругие волны, распространяющиеся с высокой скоростью в толще горных пород. Наиболее сильные землетрясения иногда ощущаются на расстояниях более 1500 км от очага и могут быть зарегистрированы сейсмографами даже в противоположном полушарии.

Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения могут оказывать существенное влияние на формирование рельефа: в одних случаях это проявляется в образовании трещин на поверхности земли, в других – в смещении блоков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном положениях (разрывные дислокации), иногда к складчатым деформациям[3].

Причины землетрясений

По характеру процессов в их очагах выделяют несколько типов землетрясений, основными из которых являются:

- тектонические,

- вулканические,

- техногенные.

Тектонические землетрясениявозникают вследствие внезапного снятия напряжения, например, при подвижках по разлому в земной коре (исследования последних лет показывают, что причиной глубоких землетрясений могут быть и фазовые переходы в мантии Земли, происходящие при определенных температурах и давлениях).

Вулканические землетрясенияпроисходят вследствие резких перемещений магматического расплава в недрах Земли или в результате возникновения разрывов под влиянием этих перемещений.

Техногенные землетрясениямогут быть вызваны подземными ядерными испытаниями, заполнением водохранилищ, добычей нефти и газа методом нагнетания жидкости в скважины, взрывными работами при добыче полезных ископаемых и пр. Менее сильные землетрясения происходят при обвале сводов пещер или горных выработок.

Очаги землетрясений

Очаг землетрясений, т. е. место, где в земной коре и в мантии произошли смещения горных пород, вызвавшие сотрясение почвы, называется гипоцентром. Участок, расположенный на поверхности Земли непосредственно над гипоцентром, называется эпицентром.

В зависимости от глубины очага (Н) землетрясения подразделяют:

- на мелкофокусные (нормальные) – 0 < H < 70 км;

- промежуточные – 70 < H < 300 км;

- глубокофокусные – 300 < H < 700 км.

Наиболее разрушительны землетрясения, очаги которых расположены на глубине 100–300 км.

Сейсмические волны

Колебания, распространяющиеся из очага землетрясений, представляют собой упругие волны, характер и скорость распространения которых зависят от упругих свойств и плотности пород.

Продольные, или первичные, волны (Р-волны, prima – первые) приходят к поверхности земли первыми, т.к. имеют скорость почти в 1,7 раза больше, чем поперечные. При прохождении продольных волн каждая частичка среды подвергается сначала сжатию, а затем растяжению, испытывая при этом возвратно-поступательное движение в продольном направлении (т.е. в направлении распространения волны). Они распространяются во всех средах: твердых, жидких и газообразных. Скорость распространения Р-волн вблизи земной поверхности составляет около 6 км/с, а на очень больших глубинах – 13 км/с.

Поперечные, или вторичные, волны (S-волны, second – второй) являются результатом реакции среды на изменение формы при изгибе. При прохождении поперечных волн каждая частичка почвы колеблется перпендикулярно направлению распространения волны. S-волны распространяются только в твердой среде. Скорость распространения составляет 3…4,5 км/с.

На поверхности Земли, в эпицентре, на границе раздела твердой среды и газообразной возникает третий вид волн – поверхностные, или длинные, волны (L – волны,longer – длинный). В этой группе выделяют волны Рэлея и волны Лява, названные в честь ученых, разработавших математическую теорию распространения этих волн. При прохождении волн Рэлея частицы пород описывают вертикальные эллипсы, перпендикулярные плоскости распространения волн. В волнах Лява частицы пород испытывают поперечные колебания в горизонтальной плоскости. Поверхностные волны распространяются во все стороны от эпицентра вдоль поверхности Земли или параллельно ей, затрагивая лишь самый верхний слой земной коры. Амплитуда их больше, чем у других, а скорость составляет 3–3,5 км/с.

Сила землетрясений

Оценка землетрясений по величине и мощности очага ведется по величине магнитуды (М), под которой понимается безразмерная величина, характеризующая общую энергию вызванных землетрясением упругих колебаний.

Магнитуда землетрясений обычно определяется по шкале, основанной на записях сейсмографов. Эта шкала известна под названием шкалы магнитуд, или шкалы Рихтера (по имени американского сейсмолога Ч.Ф. Рихтера, предложившего ее в 1935 г.).

Магнитуда любого землетрясения определяется как десятичный логарифм максимальной амплитуды поверхностной сейсмической волны (Z_m), выраженной в микронах, записанной стандартным сейсмографом на расстоянии 100 км от эпицентра. При других расстояниях от эпицентра до сейсмостанции вводится поправка к замеренной амплитуде с целью приведения ее к той, которая соответствует стандартному расстоянию:

M=lg Z_m – 1,32∙R,

где R – расстояние до эпицентра.

Нуль шкалы Рихтера (М = 0) дает очаг, при котором амплитуда сейсмической волны на расстоянии 100 км от эпицентра будет равна 1 мкм или 0,001 мм. При увеличении амплитуды в 10 раз магнитуда возрастает на единицу. При амплитуде, меньшей 1 мкм, магнитуда имеет отрицательные значения; известные максимальные значения магнитуд М = 8,5...9.

Землетрясения разной магнитуды (по шкале Рихтера) проявляются следующим образом:

2 – самые слабые ощущаемые толчки;

4,5 – самые слабые толчки, приводящие к небольшим разрушениям;

6 – умеренные разрушения;

8,5 – самые сильные из известных землетрясений.

Силу землетрясений также оценивают по следующим признакам:

- по ощущению сотрясений,

- по их разрушительному эффекту,

- по максимальной величине смещения маятника сейсмографа – прибора, регистрирующего колебания, вызванные землетрясением.

На практике силу землетрясений измеряют в баллах. В России используется 12-балльная шкала: Международная шкала МSК-64, названная по фамилии авторов С. Медведева, В. Шпонхойера, В. Карника (созданная в 1964 году, уточненная и дополненная Межведомственным советом по сейсмологии и сейсмостойкому строительству в 1973 г.), табл. 13.

Таблица 13

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту: