1.Методы изучения, используемые в геологии.

Геология изучает землю разных масштабов, с целью практического использования; методы изучения:

1. Главный метод наблюдение. Геологические исследования определённой территории начинаются с изучения и сопоставления горных пород, наблюдаемых на поверхности Земли в различных естественных обнажениях, а также в искусственных выработках (шурфах, карьерах, шахтах и др.);

2. Геологическое картирование (создание геологических карт);

3. Геологические исследования ; Методы непосредственного изучения недр не дают возможности познать строение Земли глубже, чем на несколько км (иногда до 20) от её поверхности.

4. Геофизические методы используются для изучения глубинного строения Земли и литосферы. Сейсмические методы, основанные на изучении скорости распространения продольных и поперечных волн, позволили выделить внутренние оболочки Земли

5.Гравиметрические методы , изучающие вариации силы тяжести на поверхности Земли, позволяют обнаружить положительные и отрицательные гравитационные аномалии и, следовательно, предполагать наличие определенных видов полезных ископаемых.

6.Палеомагнитный метод изучает ориентировку намагниченных кристаллов в слоях горных пород.

7.Микроскопический метод изучает структуру сложения, строения минералов и горных пород.

8.Рентгеноскопический метод позволяет провести исследования горных пород с помощью спектрального анализа.

9.Астрономические и космические методы основаны на изучении метеоритов, приливно-отливных движений литосферы, а также на исследовании других планет и Земли. Позволяют глубже понять суть происходящих на Земле и в космосе процессов.

10.Методы моделирования позволяют в лабораторных условиях воспроизводить геологические процессы.

2.Строение солнечной системы. Взаимовлияние космических тел.

Солнечная система – это система космических тел, которая кроме центрального светила – Солнца, включает в себя 8 больших планет, их спутники, множество маленьких планет, кометы, космическую пыль и мелкие метеорные тела, которые движутся в сфере преимущественного гравитационного действия Солнца.

Строение солнечной системы (является частью более крупной частью галактики) . Совершает вокруг центра галактики за 180-200 млн.лет. Солнечная система состоит из: 1.Солнца(раскаленный газовый шар;шар состоящий из газовых плаз; t (поверхности около 6тыс целсьсия)с глубиной температура повышается и может достичдо 20млн градусов.

2. планеты(8) делят на 2 вида: лежащие ближе к солнцу – внутренние, а другие внешне. Плутон (малая планета, астероид); ближайшие планеты к Солнцу: Меркурий, Венера, Земля, Марс. Каждая планета находится от другой на двойном расстоянии. Плотность вещества Земли: 5,52г/см; средняя плотность вещества планет гигантов 1г/см 3 . 3.каметы(достаточно крупные тела) 4. метеоры и метеориты-средний состав метеорита должен соответствовать составу Земли.

На планетах гигантах существует огромное количество углеводородов, чаще всего они образуют атмосферу.

Согласно закону всемирного тяготения, все тела Вселенной взаимно притягиваются с силой, прямо пропорциональной произведению их масс и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними. Сила, с которой тела притягиваются к Земле, называется силой тяжести.

3. Общие физические свойства планеты Земля.

Форма Земли: Шар(эллипсоида вращения), Геоид – фигура земли с учетом силы тяжести. Ученый Эратосфен определил размеры земного шара(в стадиях) R э =6378245м(радиус экватора); Rп =6356863м(радиус полярный). Период обращения по орбите составляет 365,256 земных суток или 1 год. Средняя скорость движения по орбите – 29,8 км/с.

Период вращения вокруг оси – звездные сутки – 23h56m4,099s. Наклон земного экватора к орбите составляет 23°27′ и обеспечивает смену времен года.

К физическим свойствам Земли относят температурный режим (внутреннюю теплоту), сила тяжести, плотность и давление.

Масса Земли равна М = 5,974∙10 24 кг, средняя плотность 5,52 г/см 3 .

Сила, с которой тела притягиваются к Земле, называется силой тяжести.

Давление.

На уровне моря атмосфера оказывает давление силой 1 кг/см 2 (давление в одну атмосферу), а с высотой оно уменьшается. Приблизительно на 2/3 снижается давление на высоте около 8 км. Внутри Земли давление быстро растет: на границе ядра оно составляет около 1,5 млн. атмосфер, а его центре – до 3,7 млн. атмосфер.

4.Внутреннее строение Земли, метода его изучения .

При исследовании внутреннего строения нашей планеты чаще всего проводят визуальные наблюдения естественных и искусственных обнажений горных пород, бурение скважин и сейсмическую разведку.

Обнажение горных пород – это выход пород на земную поверхность в оврагах, долинах рек, карьерах, шахтных выработках, на склонах гор. Бурение скважин позволяет глубже проникнуть в толщу Земли. Сейсмический метод дает возможность «проникнуть» на большие глубины.

Строение: Если бы Земля была однородным телом, то сейсмические волны распространялись бы с одинаковой скоростью, прямолинейно и не отражались. Литосфера, каменная оболочка твердой Земли, имеющая сферическую форму. Глубина литосферы достигает более 80 км, в нее включают и верхнюю мантию –астеносферу, служащую субстратом, на котором расположена основная часть литосферы. Верхнюю часть литосферы называют земной корой. Внешняя граница земной коры – поверхность ее соприкосновения с гидросферой и атмосферой, нижняя проходит на глубине 8-75 км и называется слоем Строение земной коры неоднородно. Верхний слой, мощность которого колеблется от 0 до 20 км, сложен осадочными породами – песком, глиной, известняками и др. Ниже, под материками, расположен гранитный слой, Еще ниже расположен слой, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью 6,5 км/с- его называют базальтовым. Мантия. Это промежуточная оболочка, расположенная между литосферой и ядром Земли. Ядро. В ядре различают две части: внешнюю, до глубины 5 тыс. км, и внутреннюю, до центра Земли. Внешнее ядро жидкое, так как через него не проходят поперечные волны, внутреннее – твердое. Вещество ядра, особенно внутреннего, сильно уплотнено и по плотности соответствует металлам, поэтому его и называют металлическим.

5.Гравитационное поле Земли, его связь с составом и строением земных недр.

Гравитационное поле – поле силы тяжести. Гравитационное поле Земли. Гравитационными исследованиями установлено, что земная кора и мантия под воздействием дополнительных нагрузок прогибаются. Например, если земная кора всюду имела бы одинаковую мощность и плотность, то следовало бы ожидать, что в горах (где масса пород больше) действовала бы большая сила притяжения, чем на равнинах или в морях. В 1850-х годах были предложены две новые гипотезы. В соответствии с первой гипотезой , земная кора состоит из блоков пород разных размеров и плотности, плавающих в более плотной среде. Основания всех блоков располагаются на одном уровне, а блоки, характеризующиеся низкой плотностью, должны быть большей высоты, чем блоки, имеющие высокую плотность. Горные сооружения принимались за блоки низкой плотности, а океанические бассейны – высокой (при одинаковой общей массе тех и других). Согласно второй гипотезе , плотность всех блоков одинакова и плавают они в более плотной среде, а различная высота поверхности объясняется их разной мощностью. Она известна как гипотеза горных корней, поскольку чем выше блок, тем глубже он погружен во вмещающую среду. В 1940-х годах были получены сейсмические данные, подтверждающие представление об утолщении земной коры в горных областях. Изостазия. Всякий раз, когда на земную поверхность поступает дополнительная нагрузка (например, в результате осадконакопления, вулканизма или оледенения), земная кора прогибается и проседает, а когда эта нагрузка снимается (в результате денудации, таяния ледниковых покровов и пр.), земная кора поднимается. Вулканизм. Происхождение лавы. В некоторых районах земного шара магма во время вулканических извержений изливается на земную поверхность в виде лавы. Многие вулканические островные дуги, по-видимому, связаны с системой глубинных разломов.

6. Магнитное поле Земли.

Магнитное поле Земли или геомагнитное поле - магнитное поле , генерируемое внутриземными источниками. На небольшом удалении от поверхности Земли, порядка трёх её радиусов, магнитные силовые линии имеют диполеподобное расположение. Эта область называется плазмосферой Земли. По мере удаления от поверхности Земли усиливается воздействие солнечного ветра : со стороны Солнца геомагнитное поле сжимается, а с противоположной, ночной стороны, оно вытягивается в длинный «хвост» 1. Плазмосфера Заметное влияние на магнитное поле на поверхности Земли оказывают токи в ионосфере . Это область верхней атмосферы, простирающаяся от высот порядка 100 км и выше. Содержит большое количество ионов . Плазма удерживается магнитным полем Земли, но её состояние определяется взаимодействием магнитного поля Земли с солнечным ветром, чем и объясняется связь магнитных бурь на Земле с солнечными вспышками. 2.Параметры поля Точки Земли, в которых напряжённость магнитного поля имеет вертикальное направление, называют магнитными полюсами . Таких точек на Земле две: северный магнитный полюс и южный магнитный полюс .

7.Внутреннее тепло Земли

Внутренние источники тепла Земли менее значительны по мощности, чем внешние. Считается, что основными источниками являются: распад долгоживущих радиоактивных изотопов (уран-235 и уран-238, торий-232, калий-40), гравитационная дифференциация вещества, приливное трение, метаморфизм, фазовые переходы.Средняя плотность теплового потока по земному шару составляет 87±2 мВт/м² или (4,42±0,10) 1013 Вт в целом по Земле], то есть примерно в 5000 раз меньше, чем средняя солнечная радиация. В океанских районах этот показатель составляет в среднем 101±2 мВт/м², в континентальных - 65±2 мВт/м²[. В глубоководных океанических желобах она меняется в пределах 28-65 мВт/м², на континентальных щитах - 29-49 мВт/м², в областях геосинклиналей и срединно-океанических хребтах может достигать 100-300 мВт/м² и более.. Около 60 % теплового потока (2,75 1013 Вт) приходится на внутренние источники тепла, остальные 40 % обусловлены остыванием планеты.Согласно измерениям нейтринного потока из недр Земли, на радиоактивный распад приходится 24 ТВт (2,4 1013 Вт) внутреннего тепла.

Геотермическая ступень- углубление в метрах, дающих увеличение температуры в 1градус. 111м-самая большая геометрическая ступень(Африка). Геотермический градиент- прирост температуры, на единицу длины.)

8.Понятие о минералах, формах их нахождения в природе, процессах образования.

Минералы - это природные химические соединения(либо самородные элементы). преимущественно кристаллической структуры, образовавшиеся на Земле как результат геологических и геохимических процессов. Минералоиды – не настоящие минералы. В кристаллических веществах частицы расположены упорядочено(энергия расходится на распад кристаллической решетки) Формы нахождения минералов: кристаллы; друзы, или щетки – группы кристаллов, имеющих общее основание; зернистые, сложенные кристаллами неправильной формы или зернами; землистые массы - рыхлые, иногда порошковидные скопления; конкреции, секреции (пустоты горных пород); натёчные (сталактитами растут сверху вниз, растущие вверх со дна пещер – сталагмитами ). Примазки или присыпки – тонкие пленки 1-ого вещества на стенках другого. Процесс образования минералов: пневматолитовый процесс- процесс образования магмы; осадочные процессы: гипергенез- перерождение(выветривание); химическое осаждение; органогенное осаждение- образование новых минералов.

9. Понятие о горных породах, условия их залегания.

Горные породы – природные минеральные агрегаты. Горные породы: Магматические, Метаморфические, Осадочные

Магматические – Эффузивные, интрузивные.

Осадочные горные породы образуются на земной поверхности и вблизи неё в условиях относительно низких температур и давлений в результате преобразования морских и континентальных осадков

Метаморфические горные породы образуются в толще земной коры в результате изменения (метаморфизма) осадочных или магматических горных пород. Факторами, вызывающими эти изменения, могут быть: близость застывающего магматического тела и связанное с этим прогревание метаморфизуемой породы; воздействие отходящих от этого тела активных химических соединений, в первую очередь различных водных растворов (контактовый метаморфизм), или погружение породы в толщу земной коры, где на неё действуют факторы регионального метаморфизма - высокие температуры и давления .

Типичными метаморфическими горными породами являются гнейсы , разные по составу кристаллические сланцы , контактовые роговики ,скарны , амфиболиты , магматиты и др. Различие в происхождении и, как следствие этого, в минеральном составе горных пород резко сказывается на их химическом составе и физических свойствах.

10. Особенности залегания осадочных пород.

Осадочные горные породы образуются на земной поверхности и вблизи неё в условиях относительно низких температур и давлений в результате преобразования морских и континентальных осадков. По способу своего образования осадочные породы подразделяются на три основные генетические группы: обломочные породы (брекчии , конгломераты , пески , алевриты) - грубые продукты преимущественно механического разрушения материнских пород, обычно наследующие наиболее устойчивые минеральные ассоциации последних; глинистые породы -дисперсные продукты глубокого химического преобразования силикатных и алюмосиликатных минералов материнских пород, перешедшие в новые минеральные виды; хемогенные, биохемогенные и органогенные породы - продукты непосредственного осаждения из растворов (например, соли), при участии организмов (например, кремнистые породы), накопления органических вещества (например, угли) или продукты жизнедеятельности организмов (например, органогенные известняки). Промежуточное положение между осадочными и вулканическими породами занимает группа эффузивно-осадочных пород. Между основными группами осадочных пород наблюдаются взаимные переходы, возникающие в результате смешения материала разного генезиса. Характерной особенностью осадочных горных пород, связанной с условиями образования, является их слоистость и залегание в виде более или менее правильных геологических тел (пластов). Хемогенные породы(химически осадочная известь)- известняки, мергели, глина, доломиты. Гипс, ангидрит, каменная соль, известняковый туф- образуется на выходе минеральных источников. 2.Органогенные породы- известняки органогенные(ракушечники), мел, диатолиты, торф, угли. 3.Обломочные породы(различаются по размерам обломков): >1мм(грубые, обломки), >10см(глыбы валуны), 10-1см(щебен галька), 1-0,1см(дресва, гравий) цементируются состав цемента: глина, известь, кремнезём, железистый цемент, гипс, ангидрит, соль.

11.Разрывные дислокации в горных породах.

а – сброс, б – ступенчатый сброс, в – взброс, г – надвиг, д – грабен, е – горст; Сброс – опускание, а взброс – подъем одной части толщи пород относительно другой. Грабен – возникает, когда участок земной коры опускается между двумя крупными разрывами. Горстформа , обратная грабену. Сдвиг и надвиг , в отличие от предыдущих форм разрывных дислокаций, возникают при смещениях толщ пород в горизонтальной (сдвиг) и по сравнительно наклонной (надвиг) плоскости.

12.Складчатые дислокации в горных породах

Складчатые дислокации – это волнообразные изгибы слоев горных пород, составляющих земную кору, образующиеся под влиянием горизонтальной составляющей тектонических сил. Складчатые дислокации различаются по форме, размерам, взаимному сочетанию и возрасту. В каждой складке выделяется ядро, крылья и замок. Различают следующие виды складок:

Антиклинали прямые,- Синклинали прямые,- Антиклинали и синклинали наклонные,- Опрокинутые складки; Изогипсы- линии одинаковой глубины залегания. Антиклинальные складки: Округлые складки симметричные, острые складки, сундучные складки, изоклинальные складки, веерообразные; классификация складок по положению осевой поверхности: наклонная или косая складка ассиметричная, симметричная, опрокинутая складка; классификация по отношению осей: брахиформные укороченные складки; изометричные;

13.Абсолютный возраст горных пород.

АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ ГОРНЫХ ПОРОД - возраст, выраженный в абсолютных единицах времени (годах, миллионах лет и т. д.) Определение абсолютного возраста горных пород позволило установить длительность эр, периодов, веков, эпох, а также возраст земной коры. Возраст Земли как планеты, судя по возрасту древнейших минералов и метеоритов, определяется приблизительно в 4-5 млрд. лет.

Земная кора состоит из горных пород, залегающих слоями. Если залегание пород не нарушено, то чем они выше, тем слой моложе. Самый верхний слой образовался позднее всех лежащих ниже.

Определение возраста горных пород позволяет установить время, прошедшее с какого-то момента в истории Земли. Определение абсолютного возраста горных пород стало возможно лишь в XX веке, когда для этих целей начали использовать процесс распада радиоактивных элементов , содержащихся в породе. Этот метод основан на изучении природного распада радиоактивных элементов, под которым понимают способность некоторых веществ распадаться с испусканием элементарных частиц. Данный процесс идет с постоянной скоростью и не зависит от изменения внешних условий. По содержанию в горной породе радиоактивного элемента и продуктов его распада устанавливается абсолютный возраст горных пород в миллионах или тысячах лет.

Не радиологические методы уступают по точности ядерным.

Соляной метод был применен для определения возраста Мирового океана. Он основан на предположении, что воды океана были первоначально пресными, то, зная современное количество солей с континентов, можно определить время существования Мирового океана (~ 97 млн. лет).

Седиментационный метод основан на изучении осадочных пород в морях. Зная объем и мощность морских отложений в з.к. в отдельных системах и объем минерального вещества, ежегодно сносимого в моря с континентов можно вычислить продолжительность их наполнения.

Биологический метод базируется на представлении о сравнительно равномерном развитии орг. мира. Исходный параметр – продолжительность четвертичного периода 1,7 – 2 млн. лет.

Метод подсчета слоев ленточных глин, накапливающихся на периферии тающих ледников. Глинистые осадки откладываются зимой, а песчаные летом и весной, т.е. каждая пара таких слоев результат годичного накопления осадков (последний ледник на Балтийском море прекратил свое движение 12 тысяч лет назад).

14.Относительный возраст горных пород.

Относительный возраст позволяет определить возраст пород относительно друг друга, т.е. устанавливать, какие породы древне, какие моложе. Для определения относительного возраста используют два метода: геолого-стратиграфический (стратиграфического, литологического, тектонического, геофизических) и палеонтологический. Стратиграфический метод применяют для толщ с ненарушенным горизонтальным залеганием слоев. При этом считают, что нижележащие слои (породы) являются более древними, чем вышележащие.

Палеонтологический метод позволяет определять возраст осадочных пород по отношению друг к другу независимо от характера залегания слоев и сопоставлять возраст пород, залегающих на разных участках. В основу метода положена история развития органической жизни на Земле. Животные и растительные организмы развивались постепенно, последовательно. Остатки вымерших организмов захоронились в тех осадках, которые накапливались в тот отрезок времени, когда они жили. Криптозон(Архей, Протерозой), Фанерозой(кайнозой. Мезозой. Полеозой). Полеозой(Кембрий, Ордовик, Силур, Девон, Карбоновая, Пермь) Мезозой(Юра, Триас, Меловая), Кайнозой(Палеоген, Неогеновая, Четвертичная)

15. Понятие об эндогенных и экзогенных геологических процессах.

Геологические процессы делятся на две взаимосвязанные между собой группы: ЭНДОГЕННЫЕ (древнегреч. endon - внутри, т. е. изнутри рожденные) и ЭКЗОГЕННЫЕ (древнегреч. ex - вне, т. е. извне рожденные).

Эндогенные процессы - созидатели, они создают горы, поднятия, впадины и котловины, создают и порождают горные породы, минералы и полезные ископаемые. Экзогенные процессы - разрушители всего того, что создают эндогенные процессы. При этом, правда, разрушая, они создают свой рельеф и новые породы и минералы.

К эндогенным процессам относятся: магматизм , метаморфизм , тектоника , землетрясения (сейсмика).

Метасоматоз (метаморфизм), для которого характерно заметное изменение химического состава породы, в результате переноса компонентов флюидом. Флюидом называются летучие компоненты метаморфических систем. Это первую очередь вода и углекислый газ.

Эндогенные процессы черпают свою энергию из недр Земли, извлекая ее из атомных, молекулярных и ионных реакций, внутреннего давления (гравитации) и разогрева отдельных участков земной коры от перемещения ее слоев под действием изменения скорости вращения Земли.

К экзогенным процессам относятся: работа ветра, подземных и поверхностных текучих вод рек и временных потоков, льда, морей, озер и т. п. Геологическая работа при этом сводится в основном к разрушению горных пород, переносу обломков и отложению их в виде осадков.

Работа всех экзогенных факторов, связанная с разрушением и переносом, называется ДЕНУДАЦИЕЙ. Агентами или факторами денудации: выветриванием , дефляцией (выдувание и развеивание), оползнями , обвалами , карстом , эрозией , экзарацией (exeratio - выпахивание, например ледником), морской и озерной абразией и др. В результате успешной деятельности (из-за вяло текущих эндогенных процессов или их полном затухании) всех этих факторов экзогенной деятельности на месте горного рельефа, всегда создается ПЕНЕПЛЕН, «предельная равнина», или почти равнинная слабохолмистая местность с плоскими столовыми водораздельными частями. Экзогенные процессы получают свою энергию от солнца и из космоса, успешно используют силу тяжести, климат и жизнедеятельность организмов и растений.

16. Денудация, пенепленизация и аккумуляция.

Денудация (от лат. denudatio - обнажение) - совокупность процессов сноса и переноса (водой, ветром, льдом, непосредственным действием силы тяжести) продуктов разрушения горных пород в пониженные участки земной поверхности, где происходит их накопление.

На темпы и характер денудации большое влияние оказывают тектонические движения. От соотношения денудации и движений земной коры зависит направление развития рельефа суши. При преобладании процессов разрушения и денудации над эффектом тектонического поднятия происходит постепенное снижение абсолютных и относительных высот и общее нивелирование рельефа. Особенно быстро процесс идёт в горах, где большие уклоны земной поверхности способствуют сносу. В результате длительного преобладания процессов денудации целые горные страны могут быть полностью разрушены и превращены в волнистые денудационные равнины (пенеплены).

Такая пенепленизация (выравнивание) рельефа возможна лишь теоретически. В действительности изостазические поднятия компенсируют потери за счет денудации, а некоторые породы настолько прочны, что практически не поддаются разрушению. АККУМУЛЯЦИЯ в геологии - накопление минеральных веществ или органических остатков на дне водоёмов и на поверхности суши. Процесс, противоположный денудации и зависящий от неё. Области аккумуляции - это преимущественно пониженные пространства, чаще тектонического (прогибы, впадины и т.д.), а также денудационного (долины, котловины) происхождения. Мощность аккумулированных осадков зависит от интенсивности денудации и активности прогибания.

Различают аккумуляцию наземную (гравитационная, речная, ледниковая, водно-ледниковая, морская, озёрная, эоловая, биогенная, вулканогенная) и подводную (подводно-оползневая, прибрежно-морская, дельтовая, рифогенная, вулканическая, хемогенная и т.д.). С процессами аккумуляции связано образование различных типов экзогенных месторождений полезных ископаемых (в т.ч.россыпей).

17. Современные вулканы, их географическое распределение.

Современные вулканы делятся на 2 разновидности: 1. действующие(около 400; хотя бы однажды извергались) 2. уснувшие вулканы(потухшие). Действующие вулканы расположены в нескольких зонах одна из них на берегу Тихого океана- тихоокеанское огненное кольцо, восточная африканская зона- протягивается с севере на юг, среднеатлантический пояс. По побережью Средиеземного моря, через карпы(Крым, Кавказ, Гемолаи, Юго-восточная Азия, малайский полуостров- Средиземноморский пояс)

18. Особенности состава и строение магматических тел.

Магматические породы- ,Особенности химического состава: SiO 2 - кварц; 1 . «Кислые породы» кварц> 65%- светлая окраска глубинные породы- граниты(крупнозернистые породы) кварц, ортоколаз, обычные минералы, роговая обманка, биотит. Поверхностные породы- состав:стекло; 2. «Среднекислотные» кварц= 65-25%-среднее количество глубинные- диориты, сиениты(кварц <30%? Ортокалаз, роговая обманка,биотит) поверхностные породы: андезит, порфир, трахит, порфир.; 3. «Основные» – темная окраска. Глубинные породы- габбро(темная окраска); Поверхностные породы- базальты, диабазы(оливины, пироксены, полевые шпаты); 4. «Ультраосновные» кварц<25%- состав-оливины, пироксены; Оливиниты, пироксениты, перидотиты, Обсидиан- вулканическое стекло; пемза- вулканическая стекловатая масса%;

19. Условия залегания и формы магматических тел.

20. Основные факторы и типы метаморфизма.

Метаморфизм - это процесс изменения горных пород без правления под воздействием давления, температуры и т.д. Давление – динамический метаморфизм. Температура – температурный(термальный) метаморфизм. Eh , Ph - химические изменения метасоматические, если главным является температура-контактовый , если давление – стрессовый динамический; Главные разновидности метаморфисеких пород : Регрессивный метаморфизм (или диафторез) характеризуется замещением высокотемпературных минералов низкотемпературными. Образующиеся в этом случае продукты метаморфизма называются диафторитами. При определенных физико-химических условиях в обстановке регионального метаморфизма возникает ультраметаморфизм. Образование ультраметаморфических пород происходит при существенном значении расплавов. Факторами ультраметаморфизма являются высокая температура, химическая активность воды, а также привнос и вынос веществ.

Контактовый (контактово-термальный) метаморфизм проявляется во внешних экзоконтактовых ореолах интрузивов под воздействием тепла, выделяемого остывающим магматическим расплавом, и происходит при относительно низких давлениях, по существу без привноса и выноса вещества, то есть носит изохимический характер.

Динамометаморфизм (катакластический метаморфизм) развивается в зонах разрывных нарушений под воздействием одностороннего давления (стресса) в условиях невысоких температур и приводит к дроблению и перетиранию горных пород.

21.Тектонические движения земной коры. Принципы классификации тектонических движений.

Тектонические движения, классификация : 1.по направлению вверх или вниз – радиальные (вертикальные); тангецианальные (горизонтальные);2. деформации(складчатые, разрывные(горизонтальные, сочетание горизонтальных и вертикальных). Эпейрогенические движения(обширные, плоские территории, поперечные 10-100км). Орогенические движения – рождаются в горах(складчатые). Свойства тектонических движений :

1. взаимосвязи и взаимозависимость; 2.Непрерывность и повсеместность; 3. Волновой и колебательный характер. Для тектонических движений начали определять тенденцию движения, поднятия и отпускания. Классификация тектонических движений : По времени: 1. Древние (за пределами 15млн лет); 2. Новейшие(15млн. лет-10тыс. лет от части сохраненные в рельефе результаты новейших движений в мега рельефе, горы Альпы, Кавказа); 3.современные-10тыс.лет-ныне;

22. Землетрясение. Понятие о гипоцентре, эпицентральной зоне. Сила землетрясения.

Землетрясение - быстрые внезапные сотрясения земной коры ощущаемые на поверхности (порождаются тектоническими движениями). Продольные и поперечные (звуковые волны). Денудационные землетрясения (ненастоящие)- вызванные вулканическими взрывами (не сильные); Искусственные землетрясения - вызывается ядерным взрывом. Части землетрясения: эпицентр землетрясения; гипоцентр землетрясения – центр землетрясения; очаг землетрясения; эпицентральная зона; изосейста(ограничивают зоны разной силой землетрясения). Сила землетрясения - принимают условные показатели(изменение природных показателей земли, поверхности). Шкалы землетрясения: Рихтера; Гетербенга. 1963г- шкала MSK-63? 12 бальная шкала (1-2б-неошутимые землетрясения происходит на земле около 1млн. в год; Сейсмограф - работает в постоянном режиме ожидания(фиксирование землетрясений); 3-4б -ощущается человеком, который сидит спокойно, слабые около 100тыс в год; 5-6б - ощущается всеми людьми, но не ощущаются если ехать на автотранспорте, средние около 10тыс в год; 7-8б - разрушительные землетрясения (вызывают сильные разрушения. Дома рушатся полностью (старой постройки, появление оползней, изменяется уровень грунтовых вод (исчезают некоторые источники, но появляются новые) около 1000 в год.; 9-10б - катастрофические (массовое проявление обвалов и оползней. Появление более крупных трещин) в лесных районах появляется новый лес около 100 в год;

11-12б-полная катастрофа (землетрясения 1755г- португалия, 1973г- Перуанское землетрясение)около 10 в год;

Эпицентр землетрясения (- центральная поверхностная точка очага землетрясения

23. Дефляция, коррозия. Эоловый перенос и аккумуляция .

Дефляцией называется разрушение, раздробление и выдувание рыхлых горных пород на поверхности Земли вследствие непосредственного давления воздушных струй. Разрушительная способность воздушных струй увеличивается в случаях, когда они насыщены водой или твердыми частицами - песком и др. Разрушение с помощью твердых частиц носит название коррозии (лат. «корразио» - обтачивание). Дефляция наиболее сильно проявляется в узких горных долинах, в щелевидных расселинах, в сильно нагреваемых пустынных котловинах, где часто возникают пыльные вихри. Они подхватывают подготовленный физическим выветриванием рыхлый материал, поднимают его вверх и удаляют, вследствие чего котловина все более углубляется. В пустынном Закаспии (СССР) одна из таких котловин - Карагие - имеет глубину до 300 м, дно ее лежит ниже уровня Каспийского моря. Многие котловины выдувания в Ливийской пустыне в Египте углубились на 200-300 м и занимают огромные пространства. Так, площадь впадины Кат-тара 18 000 км2. Большую роль в формировании высокогорной котловины Дашти-Навар в Центральном Афганистане сыграл ветер.

Эоловый перенос - Перенос частиц ветром совершается во взвешенном состоянии или путём перекатывания, в зависимости от скорости ветра и размера частиц. Во взвешенном состоянии переносятся глинистые , пылеватые и тонкопесчаные частицы. Песчаные частицы переносятся в основном перекатыванием по земле, иногда перемещаются на небольшой высоте. При уменьшении скорости ветра и других благоприятных условиях происходит отложение переносимого материала (аккумуляция) - образуются ветровые (эоловые) отложения. Современные эоловые отложения обозначают на картах eolQ4, в большинстве случаев это накопления песка и пыли. Аккумуляция - процесс накопления рыхлого минерального материала и органических остатков на поверхности суши и на дне водоемов. Аккумуляция происходит у подножия склонов, в долинах и других отрицательных формах рельефа различного размера: от карстовых воронок до крупных прогибов и впадин тектонического происхождения, где аккумулирующиеся отложения образуют мощные толщи, постепенно превращающиеся в осадочные горные породы. На дне океанов , морей, озер и других водоемов аккумуляция есть важнейший экзогенный процесс . Коррозия (от лат. «corrado» - скоблю, соскребаю) – процесс механического истирания горных пород обломочным материалом, переносимым ветром. Заключается в обтачивании, шлифовании, и высверливании горных пород.

24. Процессы выветривания. Типы выветривания. Коры выветривания .

Выветривание – это совокупность процессов разрушения горных пород и минералов в приповерхностном слое земной коры и на земной поверхности. В условиях земной поверхности горные породы и слагающие их минералы испытывают разрушающее воздействие колебаний температур, действия воды, кислорода, углекислоты, жизнедеятельности животных и растительных организмов. Различают физическое , химическое и биологическое выветривание , которые могут сопровождать друг друга при благоприятных к тому условиях при постоянном воздействии сил гравитации и электромагнитного поля Земли. При химическом выветривании изменяется химический состав горных пород и минералов, неустойчивых в условиях земной поверхности. Химически активные компоненты Н 2 О распадается Н + ОН - FeS2 +H2O—Fe(OH)2 + H2SO3; H2O+CO2—H2CO3(угольная кислота); При физическом выветривании происходит только механическое разрушение горной породы, распадение ее на обломки и отдельные минералы (дезинтеграция) с дальнейшим раздроблением их и перетиранием при транспортировке к участкам их накопления – долинам рек, морским и озерным бассейнам.; Коры выветривания – континентальная геологическая формация, образовавшаяся на земной поверхности в результате изменения исходных горных пород под воздействием жидких и газообразных атмосферных и биогенных агентов. Продукты изменения, оставшиеся на месте своего образования, называют остаточной корой выветривания , а перемещённые на небольшое расстояние, но не потерявшие связь с материнской породой – переотложенной корой выветривания . Кора выветривания зависит от климата.

25. Карст, суффозия. Оползни. Грязевой вулканизм.

Суффозия - вынос мелких минеральных частиц породы фильтрующейся через неё водой. Процесс близок к карсту , но отличается от него тем, что суффозия является преимущественно физическим процессом и частицы породы не претерпевают дальнейшего разрушения. Одна из характеристик размываемости грунтов. Виды суффозии: Механическая - вода при фильтрации отрывает и выносит целые частицы (глинистые , песчаные). Химическая - вода растворяет частицы породы (соли , гипс) и выносит продукты разрушения.

Химико-физическая - смешанная (часто происходит в лёссе). Карст (от нем. Karst , по названию известнякового плато Крас в Словении) - совокупность процессов и явлений, связанных с деятельностью воды и выражающихся в растворении горных пород и образовании в них пустот, а также своеобразных форм рельефа , возникающих на местностях, сложенных сравнительно легко растворимыми в воде горными породами - гипсами , известняками , мраморами , доломитами и каменной солью . Виды карста: По глубине уровня подземных вод различают карст глубокий и мелкий . Различают также «голый» , или средиземноморский карст , у которого карстовые формы рельефа лишены почвенного и растительного покрова (например, Горный Крым), и «покрытый» или среднеевропейский карст , на поверхности которого сохраняется кора выветривания и развит почвенный и растительный покров.

Карст характеризуется комплексом поверхностных (воронки , карры , желоба , котловины , каверны и др.) и подземных (карстовые пещеры , галереи, полости, ходы) форм рельефа. Переходные между поверхностными и подземными формами - неглубокие (до 20 м) карстовые колодцы , естественные туннели, шахты или провалы. Карстовые воронки или иные элементы поверхностного карста, через которые в карстовую систему уходят поверхностные воды, называются поноры . Оползень - отделившаяся масса рыхлых пород , медленно и постепенно или скачками оползающая по наклонной плоскости отрыва, сохраняя при этом часто свою связанность и монолитность и не опрокидывающаяся. Оползни возникают на склонах долин или речных берегов, в горах, на берегах морей, самые грандиозные на дне морей. Наиболее часто оползни возникают на склонах, сложенных чередующимися водоупорными и водоносными породами. Смещение крупных масс земли или породы по склону или клифу вызывается в большинстве случаев смачиванием дождевой водой грунта так, что масса грунта становится тяжелой и более подвижной. Может вызываться также землетрясениями или подрывающей работой моря. Силы трения, обеспечивающие сцепление грунтов или горных пород на склонах, оказываются меньше силы тяжести, и вся масса горной породы приходит в движение.

Подобный тип вулканов встречается в основном в нефтеносных и вулканических областях, часто являются фумаролами , проходящими сквозь слои глины и вулканического пепла . Выделяющиеся вместе с грязью газы могут самовозгораться, образуя факелы.

Распространены в бассейнах Каспийского (Апшеронский полуостров и восточная Грузия), Чёрного и Азовского морей (Таманский и Керченский полуострова), в Европе (Италия , Исландия), в Новой Зеландии и Америке. Крупнейшие грязевые вулканы имеют диаметр 10 км и высоту 700 м. При возникновении в заселённых районах могут существенно влиять на хозяйственную деятельность человека, как, например, грязевой вулкан в Сидоарджо , возникший в 2006 году на острове Ява . На Таманском полуострове известны вулканы на горах Миска и Гнилая в Темрюке , а также вулкан у станицы Голубицкой с лечебной грязью . Эти вулканы - объекты посещения экскурсий из Анапы и других курортов. По количеству грязевых вулканов первое место в мире занимает Азербайджан . Из около 800 известных вулканов здесь имеется около 350.

26. Грунтовые и пластовые воды. Артезианские воды.

Грунто́вая вода́ - гравитационная вода первого от поверхности Земли постоянно существующего водоносного горизонта, расположенного на первом водоупорном слое. Имеет свободную водную поверхность и обычно над ней отсутствует сплошная кровля из водонепроницаемых пород

Грунтовые воды- накопленные воды. Инфильтрация- профильтровавшиеся воды Пластовые воды- напорные воды. Находящиеся под каким то давлением. Гидростатическое давление P= gh.

36.Геологическая деятельность льда. Типы льда. Фирн. Глетчер. Ледники горные

Ледники – движущиеся массы льда, возникающие на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков.
Современные ледники занимают около 11% поверхности суши (16,1 млн. км 2). В них заключено более 24 млн. км 3 пресной воды, что составляет почти 69% всех её запасов. Объём воды, заключённый во всех ледниках составляет, соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет. Образование ледников возможно там, где в течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков больше, чем расход называется снеговой линией . Высота снеговой линии зависит от климатических условий: в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит накопление снега и его последующее превращение в фирн и, затем, в глетчерный (ледниковый) лёд. Фирн представляет собой плотный зернистый снег, образовавшийся под давлением вышележащих слоев, поверхностного таяния и вторичного замерзания воды. Дальнейшее уплотнение фирна, приводящее к исчезновению воздушных промежутков между зёрнами, превращает его в лёд. Глетчер – ледниковый лед плотный прозрачный(часто нашпигован обломками горных пород). Морена - обломочный материал переносимый глетчерами. Типы ледников : Покровные ледники, горно-покровные ледники, горные ледникиледник, занимающий понижения рельефа в горах . Область питания горного ледника расположена выше снеговой линии, по долине спускается язык ледника, конец которого расположен ниже снеговой линии. Движение льда происходит главным образом под действием силы тяжести вниз по долине или по склону. (покровные ледники отличаются от горных: питание происходит на всей поверхности; масштаб;)

37.Понятие о факциях. Литогенез и его стадийность

Исходя из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, реках и озерах устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от физико-географических условий – рельефа дна водоемов, подвижности и температуры воды, степени удаленности от континента, характера распределения различных организмов и других факторов. В одно и то же время в разных условиях формируются различные по генезису и составу типы осадков. Так, например, в пределах области шельфа гумидных областей, при значительном поступлении осадочного материала с континента будут откладываться преимущественно терригенные осадки. В то же время в тропических зонах при незначительном поступлении терригенного материала в мелководной области шельфа развиваются коралловые рифы. Одновременно в абиссальной части океана, удаленной от берега, могут накапливаться органогенные (планктогенные) и полигенные осадки. Приведенные данные указывают, что существует тесная и многосторонняя связь осадкообразования со средой. Следовательно, изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в него фауну, можно восстановить условия и время его образования, а это, в свою очередь, имеет большое значение для анализа древних отложений и восстановления палеогеографических обстановок их формирования в различные этапы геологического развития. Впервые на это было обращено внимание в первой половине XIX в. швейцарским геологом А. Гресли при изучении Юрских гор Швейцарии, установившим закономерную смену состава отложений одновозрастных горизонтов. Им было введено понятие фация . Под фациями А. Гресли понимал отложения разного состава, имеющие одинаковый возраст и замещающие друг друга по площади (по горизонтали). В настоящее время понятие о фациях пользуется всеобщим признанием. Значительная часть исследователей считают, что фация – это горные породы (осадки), возникшие в определенной физико-географической обстановке и отличающиеся от состава и условий образования смежных одновозрастных пород. Несколько иначе трактуется понятие "фация" В.Т. Фроловым (1984). Однако во всех случаях подчеркивается четкая взаимосвязь нескольких сторон: 1) литологический состав породы (осадка) и соответствующие ей органические остатки; 2) физико-географическая обстановка седиментации; 3) геологический возраст – принадлежность фации определенному стратиграфическому горизонту, фации могут рассматриваться только в конкретных стратиграфических границах. Фациальный анализ имеет особенно большое значение для ископаемых фаций горных пород, образовавшихся в той или иной физико-географической обстановке в различные этапы геологической истории. Хорошо известно, что в ходе геологического времени обстановка осадконакопления неоднократно изменялась, что было связано или с колебаниями уровня Мирового океана, или с вертикальными тектоническими движениями земной коры, что, естественно, сопровождалось изменениями в горизонтальном и вертикальном направлениях состава осадков и органических остатков в них. В этих случаях особенно важно выявление и изучение фациальной изменчивости и зональности одновозрастных отложений для корреляции . геологических разрезов, определения бывших палеогеографических условий и обстановок осадконакопления и, таким образом, выяснения происхождения пород. Корреляция разрезов является основным материалом для составления фациальных профилей и обобщающих карт фаций. При изучении ископаемых фаций используется метод актуализма - как метод познания прошлого путем изучения современных процессов. Указанный принцип был сформулирован английским ученым Ч. Лайелем как "настоящее – ключ к познанию прошлого" и в ряде случаев применяется при геологических исследованиях. Однако по мере накопления новых геологических данных по различным континентам становилось ясным, что не все физико-географические или палеогеографические обстановки могут быть интерпретированы на основании сопоставления с современными процессами. При этом, чем древнее изучаемые горные породы, тем больше отклонений и меньше возможность интерпретации их только с точки зрения наших дней. Н. М. Страхов, исходя из представлений "о необратимом и направленном процессе развития Земли, значительно уточнил и углубил метод актуализма применительно к осадочным горным породам, разработав сравнительно-исторический метод, широко используемый в геологических исследованиях. Среди современных и ископаемых фаций различают три крупные группы фаций : 1) морские; 2) континентальные; 3) переходные . Каждая из этих групп может быть разделена на ряд макро- и микрофаций. Литогенез - совокупность природных процессов образования и последующих изменений осадочных горных пород . Главные факторы литогенеза – тектонические движения земной коры и климат . Стадии литогенеза - Гипергенез – стадия физического и химического выветривания. Седиментогенез – совокупность явлений, протекающих на поверхности Земли и приводящих к образованию новых осадочных образований за счёт переработки ранее существовавших пород.
Этапы седиментогенеза:
1) смыв с транспортировка материала
2) осаждение (седиментация) материала . Диагенез – стадия преобразования осадка в осадочную горную породу. Осадок Источник энергии для процесса осадконакопления - солнечная радиация, трансформируемая на поверхности Земли и в водных бассейнах в различные биологические и геологические (физические, физико-химические, химические) процессы. Источником вещества для образования осадков служат продукты выветривания и перемыва пород суши, берегов водных бассейнов, жизнедеятельности организмов, вулканических извержений и материала, поступающего из космоса. Морские отложения, донные осадки современных и древних морей Земли. Преобладают над континентальными отложениями, слагая более 75% общего объёма осадочной оболочки материковой земной коры.

Седиментогенез – совокупность явлений, протекающих на поверхности Земли и приводящих к образованию новых осадочных образований за счёт переработки ранее существовавших пород.

Генетические типы донных осадков. Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах океана связаны с:

1) глубиной океанов и рельефом дна;

2) гидродинамической обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения);

3) характером поставляемого осадочного материала;

4) биологической продуктивностью;

5) эксплозивной деятельностью вулканов.

По генезису выделяются следующие основные группы осадков:

1) терригенные (от лат. "терра" – земля);

2) органогенные (биогенные);

3) полигенные ("красная глубоководная глина");

4) вулканогенные;

5) хемогенные

39.Абразия морских берегов. Транспортировка обломочного материала.

Абразионный берег – высокий крутой отступающий берег океана, моря, озера, водохранилища, разрушаемый действием прибоя. Основными элементы рельефа абразионного берега являются:
- абразионный подводный склон (бенч);

- береговой уступ (клиф), ограничивающий береговую террасу со стороны суши;

- волноприбойная ниша ; и
- подводная примкнувшая намывная аккумулятивная терраса .

Основное значение имеют первые три формы переноса. Транспортировка обломочного материала плавающим льдом играет подчиненную роль в общем балансе перемещения речных наносов, но может оказаться причиной местных изменений гранулометрического состава аллювиальных отложений, например возникновения скоплений валунно-галечного материала среди песчаных и илистых наносов пойм. Между первыми тремя формами перемещения обломочного материала установлены все переходы, обусловленные соотношениями между скоростью потока и крупностью обломочных частиц. Перенос во взвешенном состоянии является основной формой транспортировки обломочного материала речными потоками, и этим способом переносится приблизительно половина всей массы наносов. Эта форма переноса возникает вследствие неравномерного распределения скоростей потока по вертикали, быстро возрастающих по на правлению от дна к поверхности движущегося слоя воды.

40.Понятие об океаносфере. Рельеф дня Мирового океана.

Океаносфера включает в себя воду морей и океанов. В океаносфере сосредоточено 96,5% всех вод планеты, что в абсолютном выражении равно 133,6∙10 7 км 3 , и, следовательно, только 3,5% вод приходится на материковые пространства Масса океаносферы приблизительно в 250 раз больше массы атмосферы. Площадь, занимаемая Мировым океаном , определена в 361,3∙10 6 км 2 , что составляет 70,5% всей поверхности нашей планеты; это в 2,5 раза больше территории суши.

С поверхности Мирового океана ежегодно испаряется 86% всей влаги, поступающей в атмосферу (500∙10 3 км 3 в год), тогда как остальные 14% дает суша (70∙10 3 км 3 в год). По сравнению с массой вод океаносферы объем испаряющейся влаги составляет лишь 0,037%. Мировой океан не только главный поставщик влаги в атмосферу, но и важнейший источник вод суши. Материковый сток (47∙10 3 км 3 в год) замыкает планетарный влагообмен.

В процессе испарения, и особенно при разбрызгивании воды, в результате ветрового волнения одновременно с влагой в воздух попадают соли, растворенные в океане. При этом хлориды (как показали исследования С.В. Бруевича с коллегами) в основном остаются в океане, а карбонаты и сульфаты преимущественно переходят в аэрозоли, определяя солевой состав атмосферных осадков. Таким образом, происходит перераспределение ионов. Видимо, этим и обусловлено различие химического состава атмосферной влаги, океанических и речных вод. К тому же и концентрация растворенных солей в океане значительно выше (в среднем 35 г на 1 л), чем в водах суши (обыкновенно менее 1-2 г на 1 л). Общее количество солей в Мировом океане определено в 46,5∙10 15 т. В обмен с атмосферой и сушей вовлекаются лишь 5∙10 9 т солей; около 10% из них уносится с океана на сушу, и затем приблизительно такое же количество солей возвращается с материковым стоком в океан. С содержанием солей и химическим составом океанических вод (в том числе и его постоянством) связаны многие физические и динамические особенности океаносферы. Различие же химического состава между водами океана и суши определяется и постоянно поддерживается планетарным солеобменом. Мировой океан - основная часть гидросферы , составляющая 94,2 % всей её площади, непрерывная, но не сплошная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и отличающаяся общностью солевого состава. Систематическое изучение дна мирового океана началось с появлением эхолота . Большая часть дна океанов представляет собой ровные поверхности, так называемые абиссальные равнины . Их средняя глубина - 5 км. В центральных частях всех океанов расположены линейные поднятия на 1-2 км - срединно-океанические хребты , которые связаны в единую сеть. Хребты разделены трансформными разломами на сегменты , проявляющиеся в рельефе низкими возвышенностями, перпендикулярными хребтам.

На абиссальных равнинах расположено множество одиночных гор, часть из которых выступает над поверхностью воды в виде островов. Большинство этих гор - потухшие или действующие вулканы . Под тяжестью горы океаническая кора прогибается, и гора медленно погружается в воду. На ней образуется коралловый риф

Конспект урока на тему " Современные космические методы изучения Земли на службе

Цель : ознакомление с возможностями космических методов изучения Земли и применением результатов исследования в различных сферах деятельности человека.

Задач и:

изучение способ съемки Земли из космоса

ознакомление с историей и современным состоянием космического метода, достижениями отечественной и зарубежной космонавтики, перспективами развития

ознакомление с космическими снимками и овладеть основами визуального дешифрирования космических изображений

Космические исследования и освоение космического пространства – одно из важнейших проявлений современной научно-технической революции. С покорением космоса человечество открыло много нового и неизвестного. Появилась возможность изучать свой дом – Землю на расстоянии. Так было положено начало космическим методам изучения Земли.

Космические методы относятся к дистанционным, т.к. исследуемый объект изучается на дистанции. Дистанционное зондирование – это получение информации об объекте без вступления с ним в прямой контакт.

Полученные таким образом сведения имеют в науке огромную ценность. Оказалось, что дистанционные космические методы имеют существенные преимущества перед наземными методами. Прежде всего, возможность получения изображения Земли в разных масштабах (от глобального до локального), оперативность, возможность повторить исследование неоднократно. Съемка из космоса позволяет охватить единым взглядом обширные пространства и одновременно рассмотреть многообразные детали строения местности, в том числе те, которые не заметны в поверхности Земли.

В своем развитии дистанционное зондирование (исследование) имеет несколько этапов:

В 18 веке с помощью простейшей камеры-обскуры – светонепроницаемой коробки с небольшим отверстием в центре – получали рисованные снимки. Съемку делали с высоты птичьего полета на воздушном шаре. По таким снимкам составляли топографические карты местности. Это была сложная кропотливая работа.

С открытием фотографии в 1839 г. дело пошло значительно быстрее. Впервые стало возможным постоянно и объективнофиксировать изображение. Первоначально фотоаппараты размещались на простых летательных аппаратах (воздушные шары, воздушный змей) и даже птицах. Это была аэрофотосъемка местности.

Следующий шаг к тому, что мы теперь называем дистанционным зондированием, был связан с развитием самолетостроения. Уже в начале 20 века были получены аэрофотоснимки с самолетов. В годы Первой мировой войны выполняли аэрофотосъемку в разведывательных целях.

В 30-ые годы 20 века аэрофотосъемка заменила наземную съемку и стала основным методом составления карт. Так, к середине 50-х годов с помощью аэрофотоснимков были составлены топографические карты всей территории СССР.

Важнейшим толчком в развитии метода дистанционно зондирования послужило покорение космоса человеком. В 60-ые годы 20 века стало возможным получение снимков, сделанных из космоса. Это событие послужило толчком в разработке новых типов съемочных аппаратов. В США и СССР разрабатываются новые оптико-электронные системы – сканеры, выполняющие многозональнуюсъемка земной поверхности.

В 80-ые годы стало возможным широкое применение комических снимков во всех областях изучения земли.

В настоящее время вокруг Земли движется множество спутников-съемщиков разных стран, которые регулярно делают съемку Земли и поставляют на Землю тысячи разных снимков земной поверхности.

Для получения снимков различной степени детальности, спутники запускают на разные высоты. Выделяют три основных высотных яруса их полета :

Спутники самого верхнего яруса , запускаемые на высоту 36 000 км, летают над экватором. Их называют геостационарными, поскольку, вращаются вместе с земным шаром и делая полны оборот вокруг земли ровно за одни сутки. Такие спутник как бы висят в небе над одной и той же точкой земли. Геостационар может выполнить съемку почти целого полушария Земли.

К геостационарным спутникам относятся российский «Электро», спутник Евросоюза «М eteosat », американский « GOES - W » и « GOES - Е», японский « GMS », индийский « Insat ». Они ведут непрерывное глобальное «патрулирование» планеты, каждые полчаса передавая по радиоканалам обзорные снимки.

Спутники среднего яруса , орбита которых проходит над полюсами (поэтому их называют полярными), летают на высоте от 600 до 1500 км. Для съемки всей земной поверхности им требуется от одних суток до 2-3 недель.

К спутникам среднего яруса относятся: российский спутник «Метеор 1» и «Метеор2», американский спутник NOAA , спутники России «Ресурс – П», «Ресурс – О», американский Landsat , французский SPOT .

Спутники самого нижнего яруса , летающие на высоте 200-300 км, ведут детальную съемку отдельных участков земной поверхности, расположенных вдоль трассы полета.

Космические системы наблюдения Земли подразделяются по своему назначения на метеорологические, ресурсные, океанологические, картографические, навигационные, научно-исследовательские.

Для получения снимков со спутников применяют различную съемочную аппаратуру. Сравнивая ее с человеческими глазами, можно сказать, что эти глаза бывают разными – дальнозорким и близорукими, одни видят в темноте, другие сквозь туман и облака, есть даже «дальтоники», которые видят объекты в искаженных цветах.

Различают следующие группы таких аппаратов:

Фотографические аппараты . Получаемые таким аппаратом снимки называют плановые, т.к. по геометрическим свойствам они приближены к плану местности. С помощью космических фотоаппаратов получают снимки только в видимом диапазоне.

Спутниковые сканеры . В отличие от фотоаппаратов работают во многих диапазонах электромагнитного спектра (получают снимки не только в видимом, но и инфракрасном диапазоне)

Радиолокаторы . Если фотоаппараты и сканеры регистрируют отраженное объектами солнечное или собственное излучение, то радиолокаторы сами «освещают» местность радиолучом и принимают отраженный радиосигнал. Радиолуч как бы ощупывает, зондирует поверхность, чутко реагируя на ее шероховатость. Поэтому на радиолокационных снимках видны даже небольшие неровности рельефа.

В результате выполнения космических съемок накоплен многомиллионный фонд снимков. Для того, чтобы эффективно использовать эти изображения, они систематизированы, сгруппированы по возможностям их применения. При всем многообразии снимков у них можно выделить ряд общих характеристик:

Масштаб снимка . Снимки, как и карты, различаются по масштабу. Они бывают:

крупномасштабные – в 1 см – 10 м и даже крупнее.

среднемасштабные

мелкомасштабные (в 1 см – 100 км)

Масштаб снимка зависит от высоты выполнения съемки, фокусного расстояния аппарата, кривизны земной поверхности. От масштаба зависит обзорность снимка: на крупномасштабных снимках изображены лишь отдельные дома, на мелкомасштабных можно увидеть целые континенты.

Обзорность снимков – это охват территории одним снимком.

По обзорности снимки разделяют: глобальные (охватываю всю планету), крупнорегиональные (охватывают крупные регионы мира: Европа, Азия и т.д.), региональные (регион и его часть: Бельгия, Московская область); локальные (изображают небольшой участок местности: небольшой город, микрорайон)

Разрешение . С масштабом снимков связана их способность воспроизводить мелкие объекты и отдельные детали. Крупномасштабные снимки имеют разрешение в десятки сантиметров, т.е. на них могут быть видны даже ветки деревьев. Мелкомасштабные снимки имеют разрешение в несколько км, в результате наблюдатель видит очень большие участки леса или всю лесную зону.

Ретроспективность. Снимок объективно фиксирует состояние местности, отдельных объектов и явлений на момент съемки. Сопоставляя снимки разных лет, можно оценить динамику природных процессов: например, насколько отступил ледник, как растут овраги, изменяются площади лесов.

Стереоскопичность. Два снимка одно и того же участка местности, полученные с разных точек, образуют стереоскопическую (т.е. воссоздающую объемное изображение) пару снимков. Вооружившись стереоскопом, можно наблюдать по этим снимкам не плоское изображение, а объемную и очень выразительную модель местности. Это замечательное свойство снимков важно для изучения рельефа земной поверхности и составления карт.

Спектральный диапазон .Современная съемочная аппаратура способна делать съемку в разных диапазонах электромагнитного излучения.

По этому признаку выделяют три группы снимков:

в видимом диапазоне, который называют световым

в тепловом инфракрасном диапазоне

в радиодиапазоне.

От выбора диапазона зависит то, какие объекты будут изображены на снимках. На снимках в видимом диапазоне изображается все, что видно человеческим глазом; снимки в инфракрасном тепловом диапазоне позволяют определить температуру поверхности, а радиодиапазоне – ее шероховатость (т.е. неровности поверхности). Очень часто одновременно получают не один, а целую серию снимков в разных спектральных диапазонах. Такие снимки называются многозональными .

С космическим методом изучения земли, появлением космической съемки и съемочной аппаратуры, расширились возможности визуальных наблюдений. Человеческий глаз воспринимает только световое излучение, а современные приборы позволяют «видеть» земную поверхность в невидимых лучах: ультрафиолетовых, инфракрасных, в радиодиапазоне. И каждый прибор «видит» то, что не различают другие.

Спутниковая информация представляет огромную ценность не только для науки. Она позволяет решить ряд задач во многих отраслях экономики. Например: в сельском хозяйстве. Так, спутниковая информация позволяет обнаружить районы, пораженные засухой, вредителями, техногенными выбросами. Интересный факт: В 70-е и 80-е гг. Советский Союз закупал в больших объемах зерно за рубежом – в США, Канаде и других странах. Нет сомнения, что зарубежные партнеры при определении цены учитывали виды на урожай и использовали спутниковую информацию для оценки состояния сельхозугодий в СССР.

Активно используется космический мониторинг в борьбе с лесными пожарами. По данным, полученным со спутников, можно определить координаты очагов пожаров, площадь и объем сгоревшего леса, величину экономического ущерба. Например: на фото, сделанном в районе Амурской области летом 2014 года, четко выделяются очаги пожаров с дымовыми шлейфами.

По космоснимкам можно осуществлять экологический контроль атмосферного воздуха, отслеживая загрязнение снежного покрова и дымовые выбросы промышленных предприятий. На рисунке представлена карта экологического состояния воздушного бассейна над Москвой. Как видно, наиболее загрязненными районами являются районы железнодорожных вокзалов и территория вокруг завода имени Лихачева.

Данные дистанционного зондирования Земли, благодаря периодичности спутниковой съемки, позволяют оперативно оценить обстановку в районах возникновения стихийных бедствий (наводнений, циклонов, засух, землетрясений, пожаров) и служат основой для своевременного прогноза природных катастроф.

Пример мы видим на слайде: представлены два снимка одно и того же участка побережье Индонезии в декабре 2004 года с интервалом в несколько часов. Хорошо видны последствия цунами, охватившего побережье Индийского океана.

На следующих фотографиях, сделанных с интервалом 10-15 лет, можно наблюдать возникновение проблемы, связанной с пересыханием озера Чад. Подобное явление переживает и Аральское море.

Данные космического мониторинга можно использовать для принятия мер по предупреждению возникновения чрезвычайных ситуаций. Так, регулярный космический мониторинг ледовой обстановки на реках Сибири в весенний период позволяет своевременно выявлять места возникновения ледовых заторов с целью их ликвидации (например, взрывным методом) и тем самым не допустить возникновения сильного наводнения, приводящего к большому социальному и материальному ущербу.

Одной из наиболее важных задач, которую можно решить с помощью данных дистанционного зондирования Земли, является контроль развития инфраструктуры территории для целей регионального планирования. Как правило, при решении задач регионального планирования используются топографические карты. Но, как показывает опыт, данные карты перестают отражать истинное положение дел уже через несколько лет после составления. Появляются новые дороги, населенные пункты и др., не намеченные на карте. Все это в значительной степени затрудняет процесс регионального планирования. В этой связи применение систем дистанционного зондирования Землиоткрывает большие возможности для организации эффективного регионального планирования, особенно в условиях бурного развития страны или отдельных ее территорий.

Рисунок иллюстрирует вышесказанное. Как видно, сопоставление топографической карты района Туапсе, составленной в 1994 г., с космическим снимком того же района 2009 г. наглядно показывает преимущества использования систем дистанционного зондирования Земли. По снимку можно провести уточнение береговой линии, выявить вновь появившиеся объекты, не отмеченные на топографической карте.

Мы убедились, что в настоящее время космические снимки необходимы не только географам, но и метеорологам, геологам, картографам. С помощью космических снимков изучают строение земной коры, ищут полезные ископаемые, обнаруживают лесные пожары, исследуют богатые рыбой районы в океане. Таким образом, космический метод изучения Земли популярен, актуален, представляет неограниченные возможности.

Активно использовать данные дистанционного зондирования Земли имеют возможность не все отрасли и предприятия страны. Некоторые субъекты Федерации ввели в практику применение космоснимков для решения региональных задач. На территории Ярославской области крупными организациями, которые ввели в практику использование космоснимков являются «Геомониторинг» для исследования подземных вод, компании «Кадастр» и «Недра». Мы обнаружили, что существует проект программы использования данных дистанционного зондирования Земли для планирования территории Ярославля, разработке его генерального плана. С помощью снимка, сделанного из космоса, можно оперативно определить наиболее загруженные дороги с тем, чтобы с большей эффективностью спланировать строительство новых транспортных магистралей. Данные дистанционного зондирования пригодятся в планировании городской застройки и пригородных территорий, в решении экологических вопросов, для планирования системы озеленения и санитарных зон предприятий. Будем надеяться, что современные достижения в области космического мониторинга будут основой эффективного управления нашего региона.

Уже сейчас у каждого из нас есть персональный доступ к результатам космического зондирования Земли для использования в образовательных целях. Еще несколько лет назад это было бы фантастикой. Но ведь запуск первого искусственного спутника Земли и первый полет человека в космос даже за несколько лет до их осуществления тоже казался необыкновенной фантастикой.

Знание обладает великолепной особенностью – постоянно напоминает, что оно лишь трамплин в будущее и слишком много нам еще не известно. Выход человека в космос позволил решить много новых задач и сделать новые открытия. Но процесс познания таков, что, решая одни задачи, мы сталкивается с новыми нерешенными проблемами, ведь сам процесс познания бесконечен.

Отправить свою хорошую работу в базу знаний просто. Используйте форму, расположенную ниже

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ АВТОНОМНОЕ

ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

КАЗАНСКИЙ (ПРИВОЛЖСКИЙ) ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Институт экологии и географии

Кафедра географии и картографии

Реферат

Дистанционные методы исследования Земли

Выполнил студент III курса

группы № 02-106

Ялалов Д.

Научный руководитель:

Денмухаметов Р.Р.

Казань - 2013

Введение

1. Дистанционные методы

2. Возникновение космических методов

3. Аэрофотосъемка

3.1. Возникновение аэрофотосъемки

3.2. Использование аэрофотосъемки в народном хозяйстве

4. Дистанционные исследования при поисках полезных ископаемых

5. Методики автоматизации дешифрирования космических материалов

Заключение

Список использованных источников

Введение

Стремительное развитие космонавтики, успехи в изучение околоземного и межпланетного космического пространства, выявилось весьма высокая эффективность использования околоземного космоса и космических технологий в интересах многих наук о Земле: география, гидрология, геохимия, геология, океанология, геодезия, гидрология, землеведение.

Использование искусственных спутников Земли для связи и телевидения, оперативного и долгосрочного прогнозирования погоды и гидрометеорологической обстановки, для навигации на морских путях и авиационных трассах, для высокоточной геодезии, изучения природных ресурсов Земли и контроля среды обитания становится все более привычным. В ближайшей и в более отдаленной перспективе разностороннее использование космоса и космической техники в различных областях хозяйства значительно возрастет

1. Дистанционные методы

Дистанционные методы - общее название методов изучения наземных объектов и космических тел неконтактным путём на значительном расстоянии (например, с воздуха или из космоса) различными приборами в разных областях спектра (Рис.1). Дистанционные методы позволяют оценивать региональные особенности изучаемых объектов, выявляемые на больших расстояниях. Термин получил распространение после запуска в 1957 первого в мире искусственного спутника Земли и съёмки обратной стороны Луны советской автоматической станцией "Зонд-3" (1959).

Рис. 1. Основные геометрические параметры сканирующей системы: - угол обзора; Х и У - линейные элементы сканирования; dx и dy - элементы изменения мгновенного угла зрения; W - направление движения

Различают активные дистанционные методы, основанные на использовании отражённого объектами излучения после облучения их искусственными источниками, и пассивные , которые изучают собственное излучение тел и отражённое ими солнечное. В зависимости от расположения приёмников дистанционные методы подразделяют на наземные (в том числе надводные), воздушные (атмосферные, или аэро-) и космические. По типу носителя аппаратуры дистанционные методы различают самолётные, вертолётные, аэростатные, ракетные, спутниковые дистанционные методы (вгеолого-геофизических исследованиях - аэрофотосъёмка, аэрогеофизическая съёмка и космическая съёмка). Отбор, сравнение и анализ спектральных характеристик в разных диапазонах электромагнитного излучения позволяют распознать объекты и получить информацию об их размере, плотности, химическом составе, физических свойствах и состоянии. Для поисков радиоактивных руд и источников используется g-диапазон, для установления химического состава горных пород и почв - ультрафиолетовая часть спектра; световой диапазон наиболее информативен при изучении почв и растительного покрова, инфракрасная (ИК) - даёт оценки температур поверхности тел, радиоволны - информацию о рельефе поверхности, минеральном составе, влажности и глубинных свойствах природных образований и об атмосферных слоях.

По типу приёмника излучения дистанционные методы подразделяют на визуальные, фотографические, фотоэлектрические, радиометрические и радиолокационные. В визуальном методе (описание, оценка и зарисовки) регистрирующим элементом является глаз наблюдателя. Фотографические приёмники (0,3-0,9 мкм) обладают эффектом накопления, однако они имеют различную чувствительность в разных областях спектра (селективны). Фотоэлектрические приёмники (энергия излучения преобразуется непосредственно в электрический сигнал при помощи фотоумножителей, фотоэлементов и других фотоэлектронных приборов) также селективны, но более чувствительны и менее инерционны. Для абсолютных энергетических измерений во всех областях спектра, и особенно в ИК, используют приёмники, преобразующие тепловую энергию в другие виды (чаще всего в электрические), для представления данных в аналоговой или цифровой форме на магнитных и других носителях информации для их анализа при помощи ЭВМ. Видеоинформация, полученная телевизионными, сканерными (рис.), панорамными камерами, тепловизионными, радиолокационными (бокового и кругового обзора) и другими системами, позволяет изучить пространственное положение объектов, их распространённость, привязать их непосредственно к карте.

2. Возникновение космических методов

В истории космического фотографирования может быть выделено три этапа. К первому этапу следует отнести фотографирование Земли с высотных, а затем с баллистических ракет, относящееся к 1945--1960 гг. Первые фотография земной поверхности были получены еще в конце XIX в. - начале ХХ в., то есть еще до использования в этих целях авиации. Первые опыты по подъему фотоаппаратов на ракетах начал проводить в 1901--1904 гг. немецкий инженер Альфред Мауль в Дрездене. Первые снимки были получены с высоты 270--800 м, имели размер кадра 40х40 мм. В этом случае фотографирование проводилось при спуске ракеты с фотоаппаратом на парашюте. В 20--30 гг. ХХ в. в ряде стран производились попытки использования ракет для съемки земной поверхности, однако в связи с малыми высотами подъема (10-12 км) они оказались не эффективными.

Съемки Земли с баллистических ракет сыграли важную роль в предыстории изучения природных ресурсов с различных космических летательных аппаратов. С помощью баллистических ракет были получены первые мелкомасштабные изображения Земли с высоты более 90-100 км. Самые первые космические фотографии Земли были сделаны в 1946 г. с помощью баллистической ракеты "Викинг-2" с высоты около 120 км на полигоне Уайт-Сэнд (Нью-Мексико, США). В течение 1946--1958 гг. на этом полигоне производились запуски баллистических ракет в вертикальном направлении и после достижения максимальной высоты (около 400 км) происходило их падение на Землю. На траектории падения осуществлялось получение фотографических изображений земной поверхности в масштабе 1:50 000 - 1:100 000. В 1951--1956 гг. на советских метеорологических ракетах также стала устанавливаться фотоаппаратура. Снимки выполнялись при спуске на парашюте головной части ракеты. В 1957--1959 гг. для съемок в автоматическом режиме использовались геофизические ракеты. В 1959--1960 гг. на высотных стабилизированных в полете оптических станциях были установлены фотографические камеры кругового обзора, с помощью которых были получены фотографии Земли с высоты 100-120 км. Фотографирование производилось в разные стороны, в разное время года, в разные часы дня. Это позволило проследить сезонные изменения космического изображения природных особенностей Земли. Снимки, полученные с баллистических ракет, были весьма несовершенны: были большие расхождения в масштабе изображения, малая площадь, нерегулярность запусков ракет. Но эти работы были необходимы для отработки техники и методики съемок земной поверхности с искусственных спутников Земли и пилотируемых кораблей.

Второй этап фотографирования Земли из Космоса охватывает период с 1961 по 1972 г. и носит название экспериментального. 12 апреля 1961 г. первый космонавт СССР (России) Ю. А. Гагарин впервые вел визуальное наблюдение Земли через иллюминаторы корабля "Восток". 6 августа 1961 г. космонавт Г. С. Титов на корабле "Восток-2" выполнял наблюдение и съемку земной поверхности. Съемка производилась через иллюминаторы отдельными сеансами на протяжении всего полета. Уникальную научную ценность имеют исследования, выполненные в этот период на космических пилотируемых кораблях серии "Союз". С борта корабля "Союз-3" проводилось фотографирование дневного и сумеречного горизонта Земли, земной поверхности, а также наблюдение тайфунов, циклонов, лесных пожаров. С борта корабля "Союз-4" и "Союз-5" велись визуальные наблюдения за земной поверхностью, фото- и киносъемка, в том числе районов Каспийского моря. Эксперименты большого хозяйственного значения были выполнены по совместной программе научно-исследовательским судном "Академик Ширшов", спутником "Метеор" и пилотируемым космическим кораблем "Союз-9". Программой исследований в этом случае было предусмотрено наблюдение Земли с использованием оптических приборов, фотографирование геолого-географичеких объектов с целью составления геологических карт и возможных районов залегания полезных ископаемых, наблюдение и фотографирование атмосферных образований с целью составления метеорологических прогнозов. В этот же период была проведена радиолокационная и тепловая съемка Земли и экспериментальное фотографирование в разных зонах видимого солнечного спектра, позднее названного многозональным фотографированием.

3. Аэрофотосъемка

Аэрофотосъемка - это фотографирование земной поверхности с самолета или вертолета. Оно производится вертикально вниз или наклонно к плоскости горизонта. В первом случае получаются плановые снимки, во втором - перспективные. Чтобы иметь изображение обширного района, делается серия аэрофотоснимков, а затем они монтируются вместе. Снимки делаются с перекрытием, чтобы один и тот же участок попал на соседние кадры. Два кадра составляют стереопару. Когда мы рассматриваем их в стереоскоп, изображение выглядит объемным. Аэрофотосъемка производится с использованием светофильтров. Это позволяет видеть особенности природы, которые не заметишь невооруженным глазом. Если произвести съемку в инфракрасных лучах, то можно увидеть не только земную поверхность, но и некоторые черты геологического строения, условия залегания грунтовых вод.

Аэрофотосъемка широко используется для изучения ландшафтов. С ее помощью составляются точные топографические карты без проведения многочисленных трудных съемок местности на поверхности Земли. Она помогает археологам находить следы древних цивилизаций. Открытие в Италии погребенного этрусского города Спины было осуществлено с помощью аэрофотосъемок. Об этом городе упоминали географы прошлых лет, но найти его никак не удавалось, пока в болотистой дельте реки По не стали проводить осушительные работы. Мелиораторы использовали аэрофотоснимки. Некоторые из них привлекли внимание ученых-специалистов. На этих снимках была запечатлена плоская поверхность низины. Так вот, на снимках этой местности просматривались контуры каких-то правильных геометрических фигур. Когда начали раскопки, стало ясно, что здесь процветал некогда богатый портовый город Спина. Аэрофотоснимки позволили по неприметным с земли изменениям растительности, заболоченности увидеть расположение его домов, каналов, улиц.

Большую помощь аэроснимки оказывают геологам, помогая прослеживать простирание горных пород, рассматривать геологические структуры, обнаруживать выходы коренных пород на поверхность.

В наше время в одних и тех же районах аэрофотосъемка многократно проводится в течение долгих лет. Если сравнить полученные снимки, можно определить характер и масштабы изменений природной обстановки. Аэрофотосъемка помогает регистрировать степень воздействия человека на природу. Повторные снимки показывают участки нерационального природопользования, и на основе этих снимков планируются мероприятия по охране природы.

3.1 Возникновение аэрофотосъемки

Возникновение аэрофотосъемки относится к концу XIX в. Первые фотографии земной поверхности были сделаны с воздушных шаров. Хотя они отличались множеством недостатков, сложностью получения и последующей обработки, изображение на них было достаточно четким, что позволяло различить множество деталей, а также получить общую картину исследуемого региона. Дальнейшее развитие и совершенствование фотографии, фотоаппаратов а также воздухоплавания привели к тому, что съемочные устройства стали устанавливать на летающих аппаратах, называемых аэропланами. Во время Первой мировой войны фотографирование с аэропланов производилось с целью воздушной разведки. Фотографировались расположение войск противника, их укрепления, количество техники. Эти данные использовались для разработки оперативных планов ведения боевых действий.

После окончания Первой мировой войны, уже в послереволюционной России, аэрофотосъемку стали использовать для нужд народного хозяйства.

3.2 Использование аэрофотосъемки в народном хозяйстве

В 1924 г. под г. Можайск был создан аэрофотосъемочный полигон, на котором производилось испытание вновь создаваемых аэрофотоаппаратов, аэрофотосъемочных материалов (фотопленки, специальной бумаги, оборудования для проявления и печатания снимков). Эту аппаратуру устанавливали на существовавшие тогда самолеты типа Як, Ил, новый самолет Ан. Эти исследования давали положительные результаты, что и позволило перейти к широкому использованию аэрофотосъемки в народном хозяйстве. Аэрофотографирование производилось с помощью специального фотоаппарата, который устанавливался в днище самолета с приспособлениями, устраняющими вибрацию. Кассета фотоаппарата имела пленку длиной от 35 до 60 м и шириной 18 или 30 см, отдельный снимок имел размеры 18х18 см, реже - 30х30 см. До 50-х гг. ХХ в. изображение на снимках было черно-белым, позже стали получать цветные, а затем спектральные изображения.

Спектральные изображения выполняются с помощью светофильтра в определенной части видимого солнечного спектра. Например, возможно фотографирование в красной, синей, зеленой, желтой части спектра. При этом используется двухслойная эмульсия, покрывающая пленку. Такой способ фотографирования передает ландшафт в необходимых цветах. Так, например, смешанный лес при спектральном фотографировании дает изображение, которое легко можно подразделять по породам, имеющим на снимке разные цвета. После проявления и сушки пленки готовят контактные отпечатки на фотобумаге размером соответственно 18х18 см или 30х30 см. Каждый снимок имеет номер, круглый уровень, по которому можно судить о степени горизонтальности снимка, а также часы, фиксирующие время в момент получения данного снимка.

Фотографирование какой-либо местности осуществляется в полете, при котором самолет совершает перелеты с запада на восток, затем с востока на запад. Аэрофотоаппарат работает в автоматическом режиме и выполняет снимки, располагающиеся по маршруту самолета один за другим, перекрывая друг друга на 60 %. Перекрытие снимков между маршрутами составляет 30 %. В 70-х гг. ХХ в. на базе самолета Ан был сконструирован для этих целей специальный самолет Ан-30. Он снабжен пятью фотоаппаратами, управление которыми осуществляется с помощью счетной машины, а в настоящее время - с помощью компьютера. Кроме того, самолет обеспечен противовибрационным устройством, исключающим боковой снос за счет ветра. Он может выдерживать заданную высоту полета. Первые опыты использования аэрофотосъемки в народном хозяйстве относятся к концу 20-х гг. ХХ в. Снимки были использованы в труднодоступных местах в бассейне реки Мологи. С их помощью производилось изучение, обследование и определение качества и продуктивности (таксация) лесов этой территории. Кроме того, немного позже производилось изучение фарватера Волги. Эта река на некоторых участках часто меняла фарватер, возникали мели, косы, пересыпи, сильно мешающие судоходству до создания водохранилищ.

Аэрофотосъемочные материалы позволили выявить закономерности в образовании и отложении речных наносов. Во время Второй мировой войны аэрофотосъемка также широко использовалась в народном хозяйстве для разведки полезных ископаемых, а также на фронте для выявления перемещения живой силы и техники противника, съемки укреплений, возможных театров военных действий. В послевоенный период аэрофотосъемка также использовалась во многих направлениях.

4. Дистанционные исследования при поисках полез ных ископаемых

Так, для обеспечения разведки месторождений углеводородного сырья, проектирования, строительства и эксплуатации объектов добычи, переработки и транспортировки нефти и газа с использованием аэрокосмической информации производят изучение рельефа, растительности, почв и грунтов, их состояния в разные времена года, в том числе в экстремальных природных условиях, например, при наводнениях, засухах или сильных морозах, анализ наличия и состояния селитебной и транспортной инфраструктуры, изменений компонентов ландшафтов в результате хозяйственного освоения территории, в том числе в результате аварий на нефтяных и газовых промыслах и трубопроводах и т.д.

При необходимости применяют цифрирование, фотограмметрическую и фотометрическую обработку изображений, их геометрическую коррекцию, масштабирование, квантование, контрастирование и фильтрацию, синтезирование цветных изображений, в том числе с использованием различных фильтров и т.д.

Подбор аэрокосмических материалов и дешифрирование изображений производятся с учетом времени суток и сезона проведения съемки, влияния метеорологических и иных факторов на параметры изображения, маскирующего действия облачности, аэрозольного загрязнения.

Для того, чтобы расширить возможности анализа аэрокосмической информации, используются не только прямые дешифровочные признаки, априорно известные или выявляемые в процессе целенаправленного исследования аэрокосмических изображений, но и косвенные признаки, широко используемые при визуальном дешифрировании. Они, прежде всего, основаны на индикационных свойствах рельефа, растительности, поверхностных вод, почв и грунтов.

Различные результаты наблюдаются при съемке одних и тех же объектов в разных зонах спектра. Например, съемки в инфракрасном и радиотепловом диапазонах лучше фиксируют температуру и влажность земной поверхности, наличие на водной поверхности нефтяной пленки, но точность результатов такой съемки может быть перечеркнута сильным влиянием физической неоднородности поверхности суши или волнения на водной поверхности.

5. Методики автоматизации дешифрирования космических материалов

Специфика использования материалов космических съемок связана с целевым подходом к дешифрированию дистанционных материалов, которые содержат информацию о многих территориально связанных параметрах (географических, сельскохозяйственных, геологических, техногенных и т.п.) природной среды. В основу компьютерного визуального дешифрирования положены измерения четырехмерных (две пространственных координаты, яркостная и временная) и пятимерных (дополнительно, цветное изображение при многозональной съемке) распределений радиационных потоков, отражаемых элементами и объектами местности. Тематическая обработка изображения включает в себя логические и арифметические операции, классификации, фильтрацию и/или линеаментный анализ и серию других методических приемов. Сюда же следует отнести визуальное дешифрирование изображения на экране компьютера, которое осуществляется с помощью стереоэффекта, а также и всего арсенала средств компьютерной обработки и преобразования изображений. Широкие возможности для исследователя открывают автоматические классификации многозональных изображений (с предварительным обучением на эталонах или с задаваемыми параметрами). Классификации основаны на том, что различные природные объекты имеют в разных диапазонах электромагнитного спектра отличающиеся друг от друга яркости. Анализ яркостей объектов в разных зонах (СОХ - спектральные оптические характеристики) позволяет идентифицировать и оконтурить представительные виды ландшафта, структурно-вещественные (производственные и социальные) комплексы и конкретные геологические и техногенные тела. Технология обновления по космическим снимкам цифровых топографических карт на основе визуального дешифрирования должна обеспечивать следующую совокупность функций:

1) экспорт/импорт цифровой картографической информации и цифровых изображений местности;

2) дешифрирование космических фотоснимков с соблюдением оптимальных условий их обработки:

Подготовка исходных материалов для идентификации элементов местности на увеличенных позитивах (на пленке);

Оценка разрешения снимков до и после первичной обработки;

Определение прямых и косвенных дешифровочных признаков, а также использование фотообразов типовых элементов местности и справочных материалов;

4) оцифровку космических снимков и результатов дешифрирования;

5) трансформирование (ортотрансформирование) цифровых космических снимков;

6) подготовку статистических и иных характеристик информационных признаков элементов местности;

7) редактирование элементов содержания цифровой карты по результатам дешифрирования снимков;

8) формирование обновленной цифровой топографической карты;

9) оформление цифровой топографической или тематической карты для пользователя совместно со снимком - создание композитной цифровой фототопографической карты.

При автоматическом и интерактивном дешифрировании дополнительно возможно моделирование полей сигналов на входе приемной аппаратуры аэрокосмических систем мониторинга окружающей среды; фильтрация изображения и операции распознавания образов.

Но совместное наблюдение на экране слоя, получение которого возможно различными методами, векторной цифровой карты и растрового снимка создают новые, ранее не использованные, возможности для автоматизированного дешифрирования и обновления карт.

Координаты контура площадного или линейного элемента местности на цифровой карте могут служить "песмейкером" - указателем для снятия данных с пикселов растрового изображения местности с последующим вычислением осреднённых характеристик окрестной области, задаваемых размеров, и оконтуриванием площади или нанесением соответствующей кривой в новом слое. При нестыковке параметров растра в очередном пикселе изображения возможен переход на следующий соответствующий тому же элементу на карте и с последующей интерактивной ликвидацией разрывов. Возможен алгоритм прерывного получения статистических характеристик осреднённых окрестностей пикселов (точек отрезков между экстремумами или на сплайнах) с учетом допустимого изменения характеристик растротона, а не всего массива равноотстоящих пробных областей вдоль кривой.

Использование данных карты о рельефе местности позволяет значительно усилить автоматизацию алгоритмов дешифрирования, особенно для гидрологических и геологических массивов информации по прямым признакам, используя тот же приём сопоставления, на базе геологических и гравитационных отношений.

Заключение

Применение аэрокосмических технологий в дистанционном зондировании является одним из наиболее перспективных путей развития этого направления. Конечно, как и любые методы исследования аэрокосмическое зондирование имеет свои достоинства и недостатки.

Одним из основных недостатков этого метода является его относительная дороговизна и на сегодняшний день недостаточная четкость получаемых данных.

Выше перечисленные недостатки являются устранимыми и малозначимыми на фоне тех возможностей, которые открываются благодаря аэрокосмическим технологиям. Это возможность наблюдать обширные территории на протяжении длительного времени, получение динамической картинки, рассмотрение влияние различных факторов на территорию и их взаимосвязь между собой. Это открывает возможность системного изучения Земли и ее отдельных районов.

аэрофотосъемка земная дистанционные космические

Список использованных источников

1. С.В. Гарбук, В.Е. Гершензон «Космические системы дистанционного зондирования Земли», «Скан-Экс», Москва 1997г., 296 стр.

2. Виноградов Б. В. Космические методы изучения природной среды. М., 1976.

3. Методики автоматизации дешифрирования космических материалов - http://hronoinfotropos.narod.ru/articles/dzeprognos.htm

4. Дистанционные методы изучения земной поверхности-http://ib.komisc.ru

5. Аэрокосмические методы. Фотосъемки - http://referatplus.ru/geografi

Размещено на Allbest.ru

Подобные документы

дипломная работа , добавлен 15.02.2017


Дешифрирование - анализ материалов аэро- и космических съемок с целью извлечения из них информации о поверхности Земли. Получение информации путем непосредственных наблюдений (контактный способ), недостатки способа. Классификация дешифрирования.

презентация , добавлен 19.02.2011


Геология как наука, объекты исследований и ее научные направления. Геологические процессы, формирующие рельеф земной поверхности. Месторождение полезных ископаемых, классификация их по применению в народном хозяйстве. Руды черных и легированных металлов.

контрольная работа , добавлен 20.01.2011


Гидрогеологические исследования при поисках, разведке и разработке месторождений твердых полезных ископаемых: задачи и геотехнологические методы. Сущность и применение подземного выщелачивания металлов, выплавки серы, скважинной гидродобычи рыхлых руд.

реферат , добавлен 07.02.2012


Вещественный состав Земной коры: главные типы химических соединений, пространственное распределение минеральных видов. Распространенность металлов в земной коре. Геологические процессы, минералообразование, возникновение месторождений полезных ископаемых.

презентация , добавлен 19.10.2014


Аэросъемка и космическая съемка - получение изображений земной поверхности с летательных аппаратов. Схема получения первичной информации. Влияние атмосферы на электромагнитное излучение при съемках. Оптические свойства объектов земной поверхности.

презентация , добавлен 19.02.2011


Влияние добычи полезных ископаемых на природу. Современные способы добычи полезных ископаемых: поиск и разработка месторождений. Охрана природы при разработке полезных ископаемых. Обработка поверхности отвалов после прекращения открытой выработки.

реферат , добавлен 10.09.2014


Этапы разработка пластов полезных ископаемых. Определение ожидаемых величин сдвижений и деформаций земной поверхности в направлении вкрест простирания пласта. Вывод о характере мульды сдвижения и необходимости применения конструктивных мероприятий.

практическая работа , добавлен 20.12.2015


Поисковые работы как процесс прогнозирования, выявления и перспективной оценки новых месторождений полезных ископаемых, заслуживающих разведки. Поля и аномалии как современная основа поисков полезных ископаемых. Проблема изучения полей и аномалий.

презентация , добавлен 19.12.2013


Метод геологических блоков и параллельных разрезов подсчета запасов ископаемых. Преимущества и недостатки рассматриваемых методов. Применение различных методов по оценке эксплуатационных запасов подземных вод. Определение расхода подземного потока.

Методы исследования строения Земли

Большинство частных наук о Земле составляют науки о ее поверхности, включая атмосферу. Пока человек не проник в глубь Земли далее 12 – 15 км (Кольская сверхглубокая скважина). С глубин примерно до 200 км разными путями выносится наружу вещество недр и оказывается доступным для исследования. Сведения о более глубоких слоях добываются косвенными методами:

Регистрацией характера прохождения сейсмических волн разных типов через земные недра, изучением метеоритов как реликтовых остатков прошлого, отражающих состав и структуру вещества протопланетного облака в зоне формирования планет земной группы. На этой основе делаются выводы о совпадении вещества метеоритов определенного типа с веществом тех или других слоев земных глубин. Выводы о составе земных недр, опирающиеся на данные о химико-минералогическом составе выпадающих на землю метеоритов не считаются надежными, так как нет общепризнанной модели образования и развития Солнечной системы.

Строение Земли

Зондирование недр земли сейсмическими волнами позволило установить их оболочечное строение и дифференцированность химического состава.

Различают 3 главные концентрически расположенные области: ядро, мантия, кора. Ядро и мантия в свою очередь подразделяются на дополнительные оболочки, различающиеся физико-химическими свойствами (рис.51).

Рис.51 Строение Земли

Ядро занимает центральную область земного геоида и разделяется на 2 части. Внутреннее ядро находится в твердом состоянии, оно окружено внешним ядром , пребывающим в жидкой фазе. Между внутренним и внешним ядрами нет четкой границы, их различает переходная зона . Считается, что состав ядра идентичен составу железных метеоритов. Внутреннее ядро состоит из железа (80 %) и никеля (20%). Соответствующий сплав при давлении земных недр имеет температуру плавления порядка 4500 0 С. Внешнее ядро содержит железо (52 %) и эвтектику (жидкая смесь твердых веществ), образуемую железом и серой (48 %). Не исключается небольшая примесь никеля. Температура плавления такой смеси оценивается 3200 0 С. Чтобы внутренне ядро оставалось твердым, а внешнее жидким, температура в центре Земли не должна превышать 4500 0 С, но и не быть ниже 3200 0 С. С жидким состоянием внешнего ядра связывают представления о природе земного магнетизма.

Палеомагнитные исследования характера магнитного поля планеты в далеком прошлом, основанные на измерениях остаточной намагниченности земных пород, показали, что на протяжении 80 млн. лет имело место не только наличие напряженности магнитного поля, но и многократное систематическое перемагничивание, в результате которого северный и южный магнитные полюса Земли менялись местами. В периоды смены полярности наступали моменты полного исчезновения магнитного поля. Следовательно, земной магнетизм не может создаваться постоянным магнитом за счет стационарной намагниченности ядра или какой – то его части. Предполагают, что магнитное поле создается процессом, названным эффектом динамомашины с самовозбуждением. Роль ротора (подвижного элемента) динамо может играть масса жидкого ядра, перемещающаяся при вращении Земли вокруг своей оси, а система возбуждения образуется токами, создающими замкнутые петли внутри сферы ядра.

Плотность и химический состав мантии, по данным сейсмических волн, резко отличаются от соответствующих характеристик ядра. Мантию образуют различные силикаты (соединения, в основе которых кремний). Предполагается, что состав нижней мантии подобен составу каменных метеоритов (хондритов).

Верхняя мантия непосредственно связана с самым внешним слоем – корой. Она считается «кухней», где приготовляются многие слагающие кору породы или их полуфабрикаты. Полагают, что верхняя мантия состоит из оливина (60%), пироксена (30 %) и полевого шпата (10 %). В определенных зонах этого слоя происходит частичное плавление минералов и образуются щелочные базальты – основа океанической коры. Через рифтовые разломы среднеокеанических хребтов базальты поступают из мантии на поверхность Земли. Но этим не ограничивается взаимодействие коры и мантии. Хрупкая кора, обладающая высокой степенью жесткости, вместе с частью подстилающей мантии образует особый слой толщиной порядка 100 км, называемой литосферой. Этот слой опирается на верхнюю мантию, плотность которой заметно выше. Верхняя мантия обладает особенностью, определяющей характер ее взаимодействия с литосферой: по отношению к кратковременным нагрузкам она ведет себя как жесткий материал, а по отношению к длительным нагрузкам – как пластичный. Литосфера создает постоянную нагрузку на верхнюю мантию и под ее давлением подстилающий слой, называемой астеносферой , проявляет пластичные свойства. Литосфера «плавает» в нем. Такой эффект называют изостазией.

Астеносфера в свою очередь опирается на более глубокие слои мантии, плотность и вязкость которых возрастает с глубиной. Причина этого – сдавливание пород, вызывающее структурную перестройку некоторых химических соединений. Например, кристаллический кремний в обычном состоянии имеет плотность 2,53 г/см 3 , под действием возросших давлений и температур он переходит в одну из своих модификаций, названную стишовитом, плотность, которой достигает 4,25 г/см 3 . Силикаты, слагаемые такой модификацией кремния, имеют очень компактную структуру. В целом же литосфера, астеносфера и остальная мантия могут рассматриваться в качестве трехслойной системы, каждая из частей которой подвижна относительно других компонентов. Особой подвижностью отличается легкая литосфера, опирающаяся на не слишком вязкую и пластичную астеносферу.

Земная кора, образующая верхнюю часть литосферы, в основном слагается из восьми химических элементов: кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий и калий. Половина всей массы коры приходится на кислород, который содержится в ней в связанных состояниях, в основном в виде окислов металлов. Геологические особенности коры определяются совместными действиями на нее атмосферы, гидросферы и биосферы – этих трех внешних оболочек планеты. Состав коры и внешних оболочек непрерывно обновляется. Благодаря выветриванию и сносу вещество континентальной поверхности полностью обновляется за 80 – 100 млн. лет. Убыль веществ континентов восполняется вековыми поднятиями их коры. Жизнедеятельность бактерий, растений и животных сопровождается полной сменой содержащейся в атмосфере углекислоты за 6-7 лет, кислорода – за 4 000 лет. Вся масса гидросферы (1,4 · 10 18 т) целиком обновляется за 10 млн. лет. Еще более фундаментальный круговорот вещества поверхности планеты протекает в процессах, связывающих все внутренние оболочки в единую систему.

Существуют стационарные вертикальные потоки, называемые мантийными струями, они поднимаются из нижней мантии в верхнюю и доставляют туда горючее вещество. К явлениям той же природы относят внутриплитовые «горячие поля», с которыми, в частности, связывают наиболее крупные аномалии в форме земного геоида. Таким образом образ жизни земных недр чрезвычайно сложен. Отклонения от мобилистских положений не подрывают идею тектонических плит и их горизонтальных движений. Но не исключено, что в недалеком будущем появится более общая теория планеты, учитывающая горизонтальные движения плит и незамкнутые вертикальные переносы горючего вещества в мантии.

Самые верхние оболочки Земли – гидросфера и атмосфера – заметно отличаются от других оболочек, образующих твердое тело планеты. По массе это совсем незначительная часть земного шара, не более 0,025 % всей его массы. Но значение этих оболочек в жизни планеты огромно. Гидросфера и атмосфера возникли на ранней стадии формирования планеты, а может быть, и одновременно с ее формированием. Нет сомнений, что океан и атмосфера существовали 3,8 млрд. лет назад.

Образование земли шло в русле единого процесса, вызвавшего химическую дифференциацию недр и возникновение предшественников современных атмосферы и гидросферы. Вначале из зерен тяжелых нелетучих веществ оформилось протоядро Земли, затем оно очень быстро присоединило вещество, ставшее впоследствии мантией. А когда Земля достигла примерно размеров Марса, начался период ее бомбардировки планетозималиями. Удары сопровождались сильным локальным разогревом и плавлением земных пород и планетозималий. При этом выделялись газы и пары воды, содержащиеся в породах. А так как средняя температура поверхности планеты оставалась низкой, пары воды конденсировались, образуя растущую гидросферу. В этих столкновениях Земля теряла водород и гелий, но сохраняла более тяжелые газы. Содержание изотопов инертных газов в современной атмосфере позволяет судить об источнике, их породившем. Этот изотопный состав согласуется с гипотезой об ударном происхождении газов и воды, но противоречит гипотезе о процессе постепенной дегазации земных недр как источнике образования атмосферы и гидросферы. Океан и атмосфера безусловно существовали не только на протяжении всей истории Земли как сформировавшейся планеты, но и в течение основной фазы аккреции, когда протоземля имела размеры Марса.

Идея ударной дегазации, рассматриваемой как основной механизм образования гидросферы и атмосферы, получает все большее признание. Лабораторными экспериментами подтверждалась способность ударных процессов выделять из земных пород заметные количества газов, в том числе и молекулярного кислорода. А это означает, что некоторое количество кислорода присутствовало в атмосфере земли еще до того, как возникла на ней биосфера. Идеи абиогенного происхождения некоторой части атмосферного кислорода выдвигались и другими учеными.

Обе внешние оболочки – атмосфера и гидросфера – плотно взаимодействуют друг с другом и с остальными оболочками Земли, особенно с литосферой. На них оказывают прямое воздействие Солнце и Космос. Каждая из этих оболочек представляет собой открытую систему, обдающую определенной автономией и своими внутренними законами развития. Все, кто изучает воздушный и водный океаны, убеждены. Что объекты исследования обнаруживают удивительную тонкость организации, способность к саморегуляции. Но при этом ни одна из земных систем не выпадает из общего ансамбля, и их совместное существование демонстрирует не просто сумму частей, а новое качество.

Среди сообщества оболочек Земли особое место занимает биосфера. Она захватывает верхний слой литосферы, почти всю гидросферу и нижние слои атмосферы. Термин «биосфера» ввел в науку в 1875 г. австрийский геолог Э. Зюсс (1831 – 1914). Под биосферой понималась совокупность заселяющей поверхность планеты живой материи вместе со средой обитания. Новый смысл этому понятию придал В.И. Вернадский, рассматривавший биосферу как системное образование. Значимость этой системы выходит за пределы чисто земного мира, который представляет собой звено космического масштаба.

Возраст Земли

В 1896 году было открыто явление радиоактивности, это привело к развитию методов радиометрической датировки. Суть его заключается в следующем. Атомы некоторых элементов (урана, радия, тория и других) не остаются постоянными. Исходный, называемый материнский элемент спонтанно распадается, превращаясь в стабильный дочерний. Например, уран – 238, распадаясь, превращается в свинец – 206, а калий – 40 – в аргон – 40. Измеряя количество материнских и дочерних элементов в минерале, можно вычислить время, прошедшее с момента его образования: чем больше процент дочерних элементов, тем старше минерал.

Согласно радиометрической датировке, самым старым на Земле минералам 3,96 миллиарда лет, а самым старым монокристаллам – 4,3 миллиарда. Ученые считают, что сама Земля старше, потому что радиометрический отсчет ведется от момента кристаллизации минералов, а планета существовала в расплавленном состоянии. Эти данные вкупе с результатами исследований изотопов свинца в метеоритах позволяют сделать вывод о том, что вся Солнечная система сформировалась приблизительно 4,55 миллиарда лет тому назад.

5.5. Происхождение материков. Эволюция земной коры: тектоника литосферных плит

В 1915 году немецкий геофизик А. Вегенер (1880 - 1930) предположил, исходя из очертания континентов, что в геологический период существовал единый массив суши, названный им Пангеей (от греч. «вся земля»). Пангея раскололась на Лавразию и Гондвану. 135 млн. лет назад Африка отделилась от Южной Америки, а 85 млн. лет назад Северная Америка – от Европы; 40 млн. лет назад Индийский материк столкнулся с Азией и появились Тибет и Гималаи.

Решающим аргументом в пользу принятия данной концепции стало эмпирическое обнаружение в 50 – х гг.XX столетия расширения дна океанов, что послужило отправной точкой создания тектоники литосферных плит. В настоящее время считается, что континенты расходятся под влиянием глубинных конвективных течений, направленных вверх и в стороны и тянущих за собой плиты, на которых плавают континенты. Эту теорию подтверждают и биологические данные о распространении животных на нашей планете. Теория дрейфа континентов, основанная на тектонике литосферных плит, ныне общепризнанна в геологии.

Также в пользу этой теории говорит то, что береговая линия восточной части Южной Америки поразительно совпадает с береговой линией западной части Африки, а береговая линия восточной части Северной Америки – с береговой линией западной части Европы.

Одна из современных теорий, объясняющих динамику процессов в земной коре, называется теорией неомобилизма . Ее зарождение относится к концу 60 – х годов XX века и вызвано сенсационным открытием на дне океана цепи горных хребтов, оплетающих земной шар. Ничего подобного на суше нет. Альпы, Кавказ, Памир, Гималаи, даже вместе взятые, несравнимы с обнаруженной полосой срединных хребтов Мирового океана. Ее длина превышает 72 тыс. км.

Человечество как бы открыло неведомую прежде планету. Наличие узких впадин и больших котловин, глубоких ущелий, тянущихся почти непрерывно вдоль оси срединных хребтов, тысячи гор, подводных землетрясений, действующих вулканов, сильных магнитных, гравитационных и тепловых аномалий, горячих глубоководных источников, коллосальных скоплений железомарганцевых конкреций – все это обнаружено за короткий промежуток времени на дне океана.

Как выяснилось, океанической коре свойственно постоянное обновление. Она зарождается на дне рифта, секущего срединные хребты по оси. Сами хребты – из той же купели и тоже молоды. Океаническая кора «умирает» в местах расколов – там, где она подвигается под соседние плиты. Опускаясь в глубь планеты, в мантию и оплавляясь, она успевает отдать часть себя вместе с накопившимися на ней осадочными отложениями на строительство материковой коры. Расслоение недр Земли по плотности рождает своего рода течения в мантии. Эти течения обеспечивают поставку материала для разрастания океанического дна. Они же заставляют дрейфовать глобальные плиты с выступающими из Мирового океана континентами. Дрейф крупных плит литосферы с возвышающейся на них сушей и называется неомобилизмом.

Перемещение материков подтверждено в настоящее время наблюдениями с космических аппаратов. Нарождение океанской коры исследователи увидели своими глазами, приблизившись ко дну Атлантики, Тихого и Индийского океанов, Красного моря. Используя современную технику глубоководного погружения, акванавты обнаружили образование трещин в растягиваемом дне и молодые вулканчики, поднимающиеся из таких «щелей».

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.

Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами , главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary - первичные ), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary - вторичные ). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.

Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты - если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км.

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км . На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга , хотя это название и не является официальным.

Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км , делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора , ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой , состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная , или кристаллическая , кора , образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя. Верхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км. В её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» - сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на два слоя. Верхний слой - подкоровая мантия - простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей. Как следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» - слабый и «sphair» - сфера ); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone . Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом . м).

Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы - твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.

Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии , отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Основная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.

Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см 3 ; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см 3 . В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см 3 в подкоровой части до 5,5 г/см 3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см 3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см 3 - происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см 3 .

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:

сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);

различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*10 9 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.

Температура. Источники тепловой энергии

Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0 С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0 С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0 С/км и колеблется от 200 0 С/км в областях современного активного магматизма до 5 0 С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0 С/км, а в мантии – менее 1 0 С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации , т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло , возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 10 –4 %, в осадочных породах – 3,2 10 –4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 10 –7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло , сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы , обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0 С, на глубине 410 км – 1500 0 С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0 С, на глубине 5150 км – 3300 0 С, в центе Земли – 3400 0 С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 90 0) и наименьшим на экваторе (7-8 0).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe 2 O 4), гематит (Fe 2 O 3), ильменит (FeTiO 2), пирротин (Fe 1-2 S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию - изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака. Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.