Рухи земної кори реферат

Повільні рухи земної кори. Людям здається, що поверхня Землі нерухома. Насправді кожна ділянка земної кори піднімається або опускається, зміщується вправо або вліво, вперед або назад. Але ці рухи так повільні, що зазвичай ми їх не помічаємо. Проте вчені за допомогою дуже точних приладів «бачать» ці рухи і вимірюють їх швидкість.

Вже древнім грекам було відомо, що земна поверхня відчуває підняття і опускання. Здогадувалися про це і жителі Скандинавського півострова: їх стародавні приморські поселення через кілька століть опинилися далеко від моря.

Рухи земної кори в залежності від напрямку ділять на вертикальні і горизонтальні. Вони проявляються одночасно, супроводжуючи один одного.

Горизонтальні рухи земної кори – це рухи, паралельні поверхні Землі.

Горизонтальні рухи відбуваються через переміщення літосферних плит. Разом з плитами переміщаються і материки. Швидкість горизонтальних рухів невелика – кілька сантиметрів на рік. Однак вони зберігають свій напрямок дуже довгий час, тому за багато мільйонів років континенти пересуваються відносно один одного на сотні й тисячі кілометрів (рис. 47).

Австралія та Південна Америка віддаляються один від одного зі швидкістю 3 см на рік. Підрахуйте, на скільки кілометрів вони відсунуться через 10 млн років.

Горизонтальні рухи відіграють величезну роль у створенні рельєфу Землі. На межах літосферних плит утворюються гори (рис. 48).

При зіткненні літосферних плит шари гірських порід мнуть в складки і утворюються гори суші (рис. 48, а). Там, де плити розходяться, виникають гірські хребти дна океанів. Вони складаються з ізлівшіхся на дно магматичних порід – базальтів (рис. 48, б).

Вертикальні рухи земної кори – це рухи, перпендикулярні поверхні Землі.

Вертикальні рухи піднімають або опускають окремі ділянки суші і дна океанів (рис. 49). Опускається суша затоплюється морем, що піднімається дно моря, навпаки, стає сушею.

Вертикальні рухи, на відміну від горизонтальних, часто змінюють свій напрямок: піднімаються ділянки можуть почати опускатися, а потім знову підніматися.

Швидкість сучасних вертикальних рухів на рівнинах невелика – до декількох міліметрів на рік. Гори можуть «підростати» на кілька сантиметрів на рік.

Рухи земної кори і залягання гірських порід. Рухи земної кори змінюють залягання гірських порід. Осадові породи накопичуються в океанах і морях горизонтальними шарами (рис. 50, а). Однак в горах шари таких же порід зім’яті в складки (рис. 50, б). Породи мнуть в складки повільно, протягом мільйонів років.

Скидання – блок земної кори, що опустився по розлому щодо іншого блоку. На земній поверхні з’являється уступ.

Горст – піднятий ділянка земної кори, обмежений розломами. Горсти утворюють гірські хребти з плоскими вершинами.
Грабен – опущений ділянка земної кори, обмежений розломами. Западини грабенів часто служать котловинами озер.
Підрахуйте, яку висоту могли б придбати гори через мільйон років, якби вони не руйнувалися, а підняття відбувалося б зі швидкістю 1 см на рік.

Вертикальні рухи, як і горизонтальні, формують рельєф: від них залежать обриси морів і континентів, висота окремих ділянок суші і глибина морських западин.

Товщі гірських порід можуть бути не тільки зім’яті в складки. На знімках з космосу видно, що Земля розбита на великі і маленькі ділянки-блоки густою мережею розломів (тріщин). Ці блоки зміщуються відносно один одного, утворюючи різні форми рельєфу (рис. 51).

Геотектоника – це наука геологічного циклу, вивчає розвиток виробництва і будова земної кори.

Тектонічні руху – руху земної кори, викликані процесами які у її надрах. Основною причиною тектонічних рухів вважаються конвективные течії в мантії, розпочаті теплом розпаду радіоактивних елементів і гравітаційної диференціацією її речовини разом із дією сили тяжкості і прагненням літосфери до гравітаційному рівноваги стосовно поверхні астепосферы.

1.Вертикальные тектонічні руху.

Будь-який ділянку земної поверхні з часом неодноразово відчував висхідні та спадні тектонічні руху. Є даних про зануренні великих районів дна в південно-західній частині моря.

Проте коливання рівня моря не можна пов’язувати з локальними площею поднятиями. Існують інші докази вертикальних тектонічних зсувів.

Зміна характеру накопичення опадів.

Трансгрессия (наступ) моря, що почалася внаслідок занурення суші, призводить до накопичення морських опадів на эрозионной Землі. Регрессия (відступ) відбивається у зміні морського накопичення опадів континентальним або ж просто припиненням морського накопичення опадів із наступною ерозією. У стратиграфических розрізах відбито безліч подій що така. Багаторазово море заливало цілі області, потім залишало їх, через кілька днів знову покривало водою. Максимальна амплітуда вертикальних тектонічних рухів відбито у максимальної потужності морських відкладень на погружавшихся ділянках земної поверхні, може становити 20 км. і більше.

Крутопадающие скиди зі зміщенням по падіння сбрасывателя. Будь-які розриви зі зміщенням верств по падіння чи повстанню по площині сбрасывателя свідчить про вертикальних тектонічних зсувах. Вони відносні: вгору? вниз? тощо.

Максимальне відносне усунення за однією площині може становити 1 км.

Поднятия. Морські відкладення часто можна знайти високо серед стосів. Вони накопичувалися спочатку нижчий рівня моря, але згодом було порушено велику висоту. Амплітуда підйому часом може становити 10 км.

Метаморфизм. На Землі поширені метаморфози породи, хто був перекристаллизированы при тисках до 10 кбар і більше. Такі тиску досягаються на глибинах до 20 – 30 км, притаманних порід глацкофанлавсаней-сланцевой фации. Ступінь перекристалізації цих порід, свідчить у тому, у процесі геологічної історії ерозією знищили потужна перекрывавшая їх товща відкладень, а амплітуда підняття становить 20-30 км.

Поднятия можуть відбуватися не з деформацією чи ні деформації верств. Наприклад, у сфері сучасного плато Колорадо, де у PZ і MZ відбувається спокійне осадконакопление, воздымание відбулося ранньому Z і супроводжувалося курйозній деформацією верств (у районі Великого Каньона залягають цілком горизонтально). А докембрийский щит Західної Австралії було порушено вздовж розламу західному околиці континенту; цьому розламу в рельєфі поверхні відповідає уступ.

У окремих випадках переміщення можуть обумовлюватися прагненням до изостатическому рівноваги. Якщо, наприклад, ерозією знищується частина тілець створюють навантаження у гірському хребті, залишок хребта воздымается, і якщо на морському дні отлагаются опади, він може прогинатися під сумнів їхню вагою.

2.Горизонтальные тектонічні руху.

Виявляються у двох видах: стискування і розтяги.

Сжатия. Зібрані в складки осадові верстви свідчить про зменшення горизонтальних відстаней між окремими точками, які відбуваються перпендикулярно осях складок.

Таке зменшення передбачає стиснення. Пояснення стискування грунтувалося на що спостерігається втрати Землею тепла і можливим її остыванием, що має обумовлювати її обсягу. Інша гіпотеза: складки і покривні структури можуть утворюватися під впливом вертикальних рухів і наступного ковзання великих блоків осадових порід, початківців м’ятися в складки під час цього процесу. Те, що існують певні стискаючі зусилля і діяти зменшення розмірів кори супроводжують освіту складчастих гірських хребтов(Альпы), видається очевидним.

Растяжение. Під розтяганням розуміють такий тип тектонічних деформацій, переважно пов’язаний із взбросами, притаманним для рифтовых долин (рифты –

Особливості будови земної кори, коефіцієнти горизонтального розчленування території, геоморфологічних досліджень.

Особливості будови земної кори
Своєю назвою верхня твердокам’яна оболонка Землі завдячує згаданій вище гіпотезі Канта-Лапласа (мовляв, верхня оболонка розжареної планети ости-гала швидше, ніж глибинні горизонти і зрештою затвер-діла, утворивши порівняно тонкий шар – кору). У земній корі зустрічаються практично всі відомі хімічні елемен-ти, проте основну роль у її будові відіграють кисень, кремній та алюміній; серед інших переважають залізо, кальцій, натрій, калій, магній. Проте у чистому вигляді окремі елементи у корі зустрічаються рідко. Здебільшого вони утворюють закономірні сполуки, які нази-вають мінералами, а агрегатні скупчення мінералів одержали назву гірських порід. Саме гірські породи і мінерали становлять основу матеріального складу земної кори (користуючись фізико-хімічною термі-нологією, справедливим виглядає така ієрархія по-нять: тіло земної кори складається з “молекул” – гірських порід, які утворені “атомами” – мінералами, а останні, в свою чергу, складаються з “елементарних частинок” – хімічних елементів).
У земній корі виділяють три основних шари: осадовий, гранітний та ба-зальтовий Поширення і співвідношення цих шарів доз-воляють розрізняти два головних типи земної кори – кору материкову й океанічну та перехідну зону між ними. Нижню межу розвитку земної кори вперше встановив сербський сейсмолог А.Мохоровичич, який звернув увагу, що на певній глибині сейсміч-ні хвилі помітно міняють свою швидкість і напрямок (це й дозволило йому висловити припущення про те, що “переломи” фіксують межу між твердими поро-дами кори та більш глибокими утвореннями з іншими фізичними (сейсмічними) характеристиками речови-ни; пізніше це припущення перевірялося сотні разів у різних частинах земної кулі, що й дозволило досить надійно встановити положення нижньої межі земної кори, названої на честь першовідкривача поверхнею або межею Мохоровичича, чи скорочено – “границею Мохо” або й просто- “М-поверхнею”).
Материкова кора має середню потужність близько 35 км, змінюючи її від 30 км (під давніми рівни-нами) до 40-80 км (часом і більше) під горами. Основу материкової кори становить так званий гранітний шар, точніше – глибинні кислі магматичні породи, які за властивостями наближаються до гранітів (власне граніти, сієніти, мігматити тощо). Жорсткий граніт-ний шар перекривається менш потужним (0-15 км) осадовим горизонтом, складеним різноманітними по-родами, що утворювалися на поверхні Землі (торфи, піски, пісковики, глини, вапняки тощо) і підстилається відносно пластичним базальтовим шаром (магма-тичні породи основного складу, за властивостями близькі до базальтів).
Океанічна кора, потужність якої пересічно становить від 5 до 15 км, утворюється переважно породами типу базальтів, що перекриваються до-сить тонким (до 1 км) ша-ром осадових порід (улам-кових, карбонатних та ін.}. Середня щільність (густина) гірських порід земної кори становить 2,74 г/см3, зростаючи у ба-зальтовому горизонті до 3,5 г/см3. Температурний режим кори визначається внутрішнім теплом Землі і лише тонкий приповерх-невий шар (у помірних ши-ротах – до 20 м) про-грівається Сонцем і відчу-ває сезонні коливання температури). Пересічно температура в земній корі зростає на 3°С при заглиб-ленні на кожні 100 м, тоб-то так звана температур-на сходинка у земній корі становить 33 м. На межі з мантією (поверхня Мохо) температура корової ре-човини сягає 500-1200°С. З глибиною відчутно зростає і тиск у земній корі, досягаючи на границі Мохо 40 млрд. Па (1 Па = 9,87*10-6 атм).
За сучасними уявленнями, земна кора виплавлялася з речовини мантії в процесі тривалої фізико-хімічної та гравітаційної диференціації. При цьому виділялася речовина, що утворила базальтовий і гранітний шари, а осадовий горизонт формувався пізніше,; як їх наслідок руйнування. У житті земної кори безперервно формуються різноманітні підняття та прогини. У рухомих частинах кори (так званих геосинклінальних зонах), де швидкість вертикальних переміщень вимірюється сантиметрами на рік, а загаль-на амплітуда складає кілька кілометрів, підняття і прогини мають видовжену форму, часто простираю-чись на сотні й тисячі кілометрів. Такі підняття і про-гини зумовлюють контрастне розчленування земної поверхні на великі форми рельєфу (гори, западини тощо). На більш стабільних (платформених) ділян-ках швидкість вертикальних переміщень кори зни-жується до міліметрів (або й долей міліметра) на рік, що зумовлює незначну контрастність рельєфу на та-ких територіях.

Коефіцієнти горизонтального розчленування території
Горизонтальне розчленування рельєфу (густо-та або інтенсивність розчленування) характеризує ступінь розвитку ерозійної мережі та щільність розмі-щення на досліджуваній території окремих негатив-них чи позитивних форм (тальвегів, ярів, улоговин, за-падин, горбів, пасем тощо). Визначення і подальше картографування горизонтального розчленування поверхні дозволяє не тільки районувати досліджува-ну територію за ступенем її “освоєння” ерозійною ме-режею, але й допомагає встановлювати стадію роз-витку рельєфу, його відносний вік.
Існують різні підходи до визначення показників горизонтального розчленування рельєфу.
1. Показник густоти ерозійного розчленування (Кг, км/км2) характеризує довжину тальвегів ерозій-них форм, що припадає на одиницю площі:
Формула 1.
де – сумарна довжина всіх тальвегів (серед них і постійної гідрографічної мережі), зафіксована картометричними роботами на досліджуваному во-дозборі (див. табл. 48), км;
F – площа водозбору, км2.
Показник густоти ерозійної мережі є однією з найбільш поширених характеристик горизонтально-го розчленування території. Саме таким способом визначається і широко вживана у науковій та технічній літературі густота гідрографічної мережі (річкової сітки), при розрахунках якої у чисельнику формули (1) враховується не загальна протяжність тальвегів еро-зійних форм, а сумарна довжина постійних водотоків (річок, струмків, каналів).
При картографуванні показники густоти ерозій-ного (або гідрографічного) розчленування розбивають-ся на інтервали (наприклад: менше 1 км/км2, 1-2 км/ км2, 2-3 км/км2 тощо) і виносяться у легенду карти та показуються на самій карті якісним фоном – фарба-ми або штриховкою.
Разом з тим показник густоти ерозійного розч-ленування, що являє собою величину відносну (дов-жина ерозійних форм відноситься до площі), усклад-нює можливості співставлення горизонтального роз-членування з іншими основними морфометричними показниками – глибиною розчленування та кутами похилу поверхні, оскільки останні представлені зде-більшого абсолютними величинами і можуть визна-чатися не тільки для площі, а й для будь-якої окремої точки на поверхні. Саме через цю обставину заслуго-вують на увагу й інші способи оцінки горизонтального почленування.
2. Віддалення вододілів від місцевих базисів ерозії характеризується довжиною схилів, яка являє собою величину абсолютну, що знаходиться у функ-ціональній залежності від глибини розчленування, тобто висоти схилу (h) та середнього кута його падін-ня ():
Для побудови карт віддалення вододілів від таль-вегів у межах кожного елементарного водозбору (на-приклад, водозбору третього порядку) проводять се-рію ліній падіння схилів, на яких відкладаються (почи-наючи від тальвегу) рівновеликі відрізки, довжина яких призначається в залежності від масштабу карти та характеру рельєфу (наприклад, на картах масшта-бу 1:25000 такі відрізки розмічають через 0,4- 1,0 см, що відповідає відстаням 100-250 м на місцевості). Рівновіддалені від тальвегів точки з’єднують плавни-ми кривими, які й являють собою ізолінії віддалення від місцевих базисів денудації. Для унаоч-нення карти площі між ізолініями доцільно зафарбо-вувати або штрихувати.
За такою самою методикою будуються і карти довжини ліній стоку, проте на них віддалі вимірю-ються у зворотному напрямку – не від тальвегів, а від вододільних ліній. Такі карти особливо зручні при вивченні інтенсивності поверхневої ерозії (пло-щинного змиву, яротворення тощо), а відтак станов-лять великий інтерес для практиків землевпорядку-вання, екологів, агрономів, меліораторів та фахівців інших галузей господарства.
Зважаючи на працемісткість картометричних побудов при виконанні описаних вище робіт, на прак-тиці дуже часто виконуються наближені обчислення, за якими визначається так звана середня довжина схилів (І0сх,м ). Наближеність оцінки середньої дов-жини схилу пов’язана з припущенням, що основний тальвег проходить по центральній частині досліджу-ваного басейну (в дійсності це буває дуже рідко), од-нак, як показують спеціальні дослідження, подібні розрахунки цілком влаштовують практиків, особливо при проведенні робіт на значних за розмірами пло-щах.
При цьому
(Тут коефіцієнт 1000 вживається для переведен-ня довжини схилів у метри, оскільки і площа, і сумар-на довжина тальвегів виражені у кілометровій сис-темі).
Картографування середньої довжини схилів здій-снюється за елементарними басейнами відповідно-го порядку. При цьому, в залежності від призначення роботи, обираються ті чи інші інтервали, у межах яких відповідним забарвленням або штриховкою показу-ються ареали поширення схилів однакової довжини
3. Щільність розміщення форм рельєфу (западин, горбів, лійок тощо), яка виступає теж як одна з важливих характеристик горизонтального розчлену-вання поверхні, може визначатися як в абсолютних, так і у відносних показниках (коефіцієнтах), що відпо-відно визначаються за виразами:
де N – кількість западин, горбів або інших не-лінійних форм рельєфу на досліджуваному водозборі з площею F, км2.
Наведені показники далеко не вичерпують всьо-го розмаїття методів та підходів до оцінки горизон-тального розчленування рельєфу. Зокрема, слід бо-дай побіжно згадати про оригінальні методи, запро-поновані для дрібномасштабного морфометричного картографування (тобто, для значних за площею те-риторій) В.Ченцовим, В. Черніним та іншими автора-ми (вони достатньо повно висвітлені у спеціальних роботах, наприклад у О.Спиридонова та ін.).

Методи геоморфологічних досліджень.
У великому розмаїтті підходів до нагромаджен-ня вихідного матеріалу з метою його подальшого опрацювання та узагальнення можна виділити три основних методи – експедиційний, стаціонарний та експериментальний.
Експедиційні методи являють собою найста-ріший напрямок географічного дослідження Землі, що полягає у вивченні тих чи інших природних об’єктів шляхом їх одноразового відвідування. На сучасному етапі значення цих методів дещо знизилося, оскіль-ки вони дають уяву лише про статичний (на час відвіду-вання) стан цих об’єктів і природного середовища досліджуваної території, в той час як природа безперер-вно змінюється, про що ми вже згадували вище. Експедиційні методи доцільно застосовувати для вив-чення тих явищ, які, маючи виразне розмежування в просторі, порівняно повільно змінюються в часі (скель-ний рельєф гір, стійка річкова мережа тощо), а також для порівняльних оцінок компонентів природи при повторному відвідуванні цих самих об’єктів. У залеж-ності від завдань дослідження ці методи здійсню-ються шляхом суцільного (маршрутного) обстеження території або на базі ключового (на окремих харак-терних ділянках) вивчення відвіданої площі. Сучасні експедиційні роботи спираються на широке викорис-тання різноманітних карт, аерокосмічних знімків, най-новіших вимірювальних приладів, кіно-фотоапаратури тощо і часто комбінуються з стаціонарними спо-стереженнями.
Стаціонарні методи використовуються для ви-вчення процесів та явищ, які помітно змінюються в ча-сі. Як правило, при цьому спостереження проводяться за допомогою спеціальних вимірювальних приладів. Вперше такі методи почали застосовувати для вивчен-ня атмосфери і гідросфери, в зв’язку з чим у більшос-ті країн світу вже давно діють спеціальні спостережні пункти і створені державні мережі метеорологічних та гідрологічних станцій з досить довгими рядами без-перервних інструментальних спостережень за зміною окремих фізичних процесів і явищ, що відбуваються у повітряній і водній оболоках Землі). З часом почалося створення пунктів стаціонарних спостережень за зем-летрусами (сейсмостанції), за рухом та змінами гірських і материкових льодовиків (гляціологічні станції), снігових лавин і катастрофічних сельових потоків у го-рах, пісків у пустелях тощо. За останні десятиріччя у різних країнах з’явилися комплексні фізико-географіч-ні стаціонари, де вивчаються не тільки окремі компо-ненти природи, а й їх взаємодія. Як правило, такі ста-ціонари функціонують при науково-дослідних та ви-щих навчальних закладах (згадаємо хоч би створені в Україні Канівський стаціонар Київського Національ-ного університету, Карпатський і Шацький стаціонари Львівського університету, Дністровський стаціонар Одеського університету та ін.). Стаціонарні спостере-ження ведуться також на територіях заповідників і національних природних парків.
Значні перспективи у розвитку пізнання природи і безперервного контролю природного середовища по-в’язані з використанням космічних лабораторій на штучних супутниках Землі та космічних кораблях. Вза-галі методи космічного землезнавства, які бурхли-во розвиваються у світі з 1957 р. (з часу запуску першо-го радянського штучного супутника Землі), зайняли своєрідне “буферне” становище між експедиційними і стаціонарними методами (періодичні космічні експе-диції відбуваються на фоні безперервних супутникових спостережень). Матеріали космічних досліджень (зокрема, у вигляді різних форм зйомок: фотографіч-ної, фотоелектронної, спектральної, геофізичної та ін.) дозволили уточнити схеми загальної циркуляції атмо-сфери, відкрили принципово нові напрямки в океано-логії (кільцеві океанічні течії та ін.), структурній геології (розламна тектоніка, теорія літосферних плит та ін.) та у багатьох інших галузях науки про Землю.
Експериментальні методи досліджень у за-гальному землезнавстві, на відміну від інших природ-ничих наук (математики, фізики, хімії, біології), до останнього часу застосовувалися обмежено, що пов’яза-но з труднощами відтворення в натурі чи в умовах ла-бораторії складного комплексу природних процесів, які проявляються на значних площах або охоплюють великі проміжки часу (наприклад, процеси горотворен-ня, материкового зледеніння тощо). Лише протягом останніх трьох десятиріч відкрилися нові шляхи вико-ристання експериментальних методів у зв’язку з все ширшим застосуванням моделювання найрізноманіт-ніших природних процесів (моделями можуть виступа-ти кліматичні камери, ерозійні лотки тощо). При моде-люванні дослідник одержує можливість змінювати масштаб часу, ситуацію, субстрат. Принциповою проблемою моделювання у загальному землезнавстві є формування поняття про ідеальні об’єкти, у порівнян-ні з якими аналізується сучасний стан природного середовища. Подібні ідеальні об’єкти давно відомі в ма-тематиці (точка, лінія, площина), у фізиці та хімії (абсо-лютно тверде тіло, ідеальний газ), а також у багатьох інших науках. У загальному землезнавстві подібними ідеальними об’єктами стали моделі фігури Землі (зем-на куля, еліпсоїд обертання, геоїд), солярний клімат (теоретично можливий клімат Землі, залежний ви-ключно від величини сонячної радіації”), ідеальний кон-тинент, геосистема тощо. Прикладом успішного вико-ристання моделей для вивчення природних явищ мо-жуть бути дослідження руслових процесів, коли роботу біжучої води по деформації річища визначають в за-лежності від змін маси та швидкості води.