Техногенные землетрясения

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

Землетрясения можно подразделить на эндогенные, связанные с процессами, происходящими в глубине Земли, и экзогенные, зависящие от процессов, происходящих вблизи поверхности Земли.
К зндогенным землетрясениям относятся вулканические землетрясения, вызванные процессами извержения вулканов, и тектонические, обусловленные перемещением вещества в глубоких недрах Земли.
К экзогенным землетрясениям относятся землетрясения, происходящие в результате подземных обвалов, связанных с карстовыми и некоторыми другими явлениями, взрыво газов и т.п. Экзогенные землетрясения могут вызываться также процессами, происходящими на самой поверхности Земли: обвалами скал, ударами метеоритов,падением воды с большой высоты и другими явлениями, а также факторами, связанными с деятельностью человека (искусственными взрывами, работой машин и т.п.).
Генетически землетрясения можно классифицировать следующим образом:
I. Естественные
Эндогенные: а) тектонические, б) вулканические. Экзогенные: а) карстово-обвальные, б) атмосферные в) от ударов волн, водопадов и т. п.
II. Искусственные
а) от взрывов, б) от артиллерийской стрельбы, в) от искусственного обрушения горных пород, г) от транспорта и т. п.

В курсе геологии рассматриваются только землетрясения, связанные с эндогенными процессами.
В тех случаях, когда сильные землетрясения происходят в густонаселенных районах, они наносят огромный вред человеку.

Атмосферные осадки, попадая на земную поверхность, разделяются обыкновенно на три неравные части. Одна часть течет прямо по поверхности и образует ручьи, реки и озера: другая - испаряется, возвращается снова в атмосферу и отчасти расходуется организмами; третья - поглощается почвой, проникает на разную глубину внутрь земной коры и служит основным источником питания подземных вод. В целом подземными водами называются воды, находящиеся в горных породах в жидком, твердом и газообразном состоянии.
Подземные воды играют существенную роль в геологическом развитии земной коры. Их чрезвычайно широкое распространение и подвижность приводят к постоянному взаимодействию с горными породами и к перераспределению вещества в земной коре. Прежде всегогеологическая деятельность подземных вод проявляется в карстовых явлениях, суффозии и явлениях, связанных с многолетнемерзлыми породами.
Карстовые явления связаны с выщелачиванием подземными водами карбонатных и других растворимых пород. Выщелачивание обычно начинается с поверхности. Образуется воронка, затем глубокие борозды, или карры. В дальнейшем выщелачивание проникает вглубь. В результате на дне карра образуется нечто вроде природного колодца, в который устремляется вода. Такие колодцы называются понорами. В конечном итоге в горных породах образуются многочисленные каналы и пещеры, часто поглощающие целые ручьи и реки.
Классическим примером развития карста считается плато Карст в Югославии, с которым связано название этого явления.

Подземные воды не только выщелачивают горные породы, но при благоприятных условиях отлагают растворенные вещества, создавая разнообразные натечные образования: сталактиты и сталагмиты. Сталактиты представляют собой удлиненные, растущие вниз от кровли пещеры сосульки, состоящие чаще всего из кальцита. Сталагмиты, наоборот, растут вверх, образуя более толстые натечные формы.
Кроме натечных форм подземные воды отлагают минеральные вещества в пустотах рыхлых пород, цементируя их. В результате цементации образуются новые породы: песчаники, конгломераты, брекчии и др.
Наряду с химическим взаимодействием с горными породами подземные воды производят и механический вынос из горных пород мелких минеральных частиц; этот процесс называется суффозией. Процессы суффозии приводят, в частности, к возникновению оползней. Оползни -это передвижения масс горных пород вниз по склону под влиянием силы тяжести.
В обычное время вода стоит ниже водопроницаемого (песчаного) горизонта. Во время паводка вода поднимается выше горизонта песков. Сток подземных вод прекращается. В песках накапливается много воды. Когда паводок спадает, вода устремляется к выходу, увлекая за собой песчаные частицы, вынося в реку тысячи тонн песка. Связь с подстилающим водоупорным слоем ослабляется, и вышележащая толща пород вместе с пластом песка сползает вниз.
Многолетнемерзлыми породами называются толщи горных пород, имеющие отрицательную температуру в течение неопределенно долгого времени, что обусловливает наличие в них льда, цементирующего частицы пород.

При переувлажнении оттаявшего грунта деятельного слоя под влиянием силы тяжести может начаться солифлюкция, или течение грунта. Солифлюкция обычно проявляется уже при небольших уклонах местности - всего в несколько градусов, что существенно затрудняет строительные работы в районах вечной мерзлоты.
В районах распространения многолетнемерзлых пород обычны наледи и бугры пучения вследствие образования льда в результате замерзания подземной воды в толще промерзших пород, а также термокарст - замкнутые воронко-, котловино- или блюдцеобразные понижения, заполненные чаще всего водой и образующиеся вследствие вытаивания погребенного льда или оттаивания многолетнемерзлого грунта.

Район КавМинВод располагается в пределах смыка́ния Ставропольской возвышенности (Предкавказья) и северных склонов и предгорий Северного Кавказа. Это центрПрикавказья, где за длительную геологическую историю наряду со складчатыми и вертикальными движениями происходили и горизонтальные перемещения. Его территория со всех сторон окаймлена огромными глубинными разломами. С разломами связано происхождение лакколитов. Эти горы образовались путём постепенного поднятия или тектонического выдавливания сквозь толщу осадочных отложений вязкой, остывающей лавы. Вулканические тела остывают ещё и в наше время. В основании наклонённых на север пластовых равнин в самом низу лежат палеозойские смятые в складки и пронизанные при горообразовании жилами кислой магмы породы: кварцево-хлоритовые сланцы, кварциты, граниты. Самые древние породы района можно увидеть в долине реки Аликоновки к югу от Кисловодска, в 4-5 км выше от скалы Замок,. Здесь выходят на поверхность розовые и красные граниты, возраст которых определяется в 220—230 млн лет. В мезозойское время выходившие на поверхность граниты были разрушены и образовали мощный (до 50 м) слой коры выветривания, состоящий из кристалловкварца, полевого шпата, слюды.

При всём разнообразии состава вод и характера месторождений минеральные источники КМВ тесно связаны общностью геологических условий образования и общей историей развития на их основе группы прославленных, старейших в России курортов.
Наличие минеральных источников связано с комплексом осадочных образований мезо-кайнозойского возраста, полого погружающихся с Ю на С от Большого Кавказа к Ставропольской возвышенности. С точки зрения возможностей накопления и движения подземных вод, погружающиеся к северу породы мезо-кайнозоя образуют крупный артезианский склон, основная область питания которого совпадает с площадью выхода на поверхность древнейших метаморфических пород. Большое значение в гидрогеологии района имеют разломы и внедрения магматических горных пород (интрузии), образующие в рельефе своеобразные куполовидные горы-лакколиты (Машук, Бештау, Железная, Развалка, Змейка и др.). С зонами тектонических нарушений, а также с контактами интрузий и осадочных пород связаны отдельные месторождения минеральных вод (Берёзовское, Кисловодское, Кумское, Ессентукское, Пятигорское, Железноводское, Нагутское, Кумагорское и др.) и большое количество выходов разнообразных по составу минеральных источников. Ресурсы подземных вод КМВ (пресных и минеральных) формируются главным образом за счёт инфильтрации атмосферных осадков (в горах Большого Кавказа). Часть подземных вод обогащается газами (углекислота), образующимися в условиях высокой температуры недр. Формирование состава минеральных вод протекает при значительном участии процессов выщелачивания вмещающих пород, катионного обмена и смешения; этот последний процесс имеет особенно широкое развитие в верхних частях разреза, куда поступают восходящие по разломам из фундамента глубинные высокогазонасыщенные порции воды. Оттесняя менее минерализованные потоки и частично смешиваясь с ними, восходящие воды здесь формируют окончательный химический и температурный облик минвод района.

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться в большие массы, которые продвигаются в верх­ние горизонты земной коры, где литостатическое давление мень­ше. При определенных геологических и в первую очередь тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела разной фор мы и размера — интрузивы. Любое интрузивное тело, будучи окруженное породами или рамой, взаимодействуя с ними, обладает дву мя контактовыми зонами. Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному. Такую зону шириной от нескольких сантиметров до десятков километров называют зоной экзоконтакта. т.е. внешним контактом. С другой стороны, сама внедряющаяся магма, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее охлаждаясь, частично ассимилируют породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и текстура. Такую зону измененных магматических пород в краевой части интрузива называют зоной эндо контакта, т. е. внутренней зоной.

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяют на приповерхностные, или субвулканические от нескольких сотен метров до 1,0 — 1,5 км; среднеглубинные, или, ги пабиссальные, — до 1 — 3 км и глубинные, или абиссальные, — глубже 3 км. Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым, — порфировой, очень похожей на структуру вулканических пород.

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяют на конкордантные, или согласные, и дискордантные — несогласные

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них распространены силлы, или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где отложения залегают почти горизонтально. Мощность силлов колеблется от нескольких десятков сантиметров до сотен метров. Так как силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы». Силлы часто диф­ференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы, образовавшиеся раньше более легких. В результате внедрения магмы образуются различные формы интрузивных тел.

Лополлит (от греч. «лопос» — чаша) — чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклинальных структурах и, так же как и силл, образующийся в условиях тектонического растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность — многих сотен метров. Круп­нейшие дифференцированные лополиты — Бушвельдский в Южной Африке площадью 144 ООО км² и Сёдбери в Канаде. Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата, под весом внедрившейся магмы.

Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении mагмы превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам. Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее типичный пример это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные так называемые лакколиты в районе Минеральных Вод на Северном Кавказе или на Южном берегу Крыма на самом деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз». Только в верхней части таких «капель» — магматических диапиров, слои залегают

согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает.

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещаю­щих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузи­вам относятся дайки (от шотл. «дайк», «дейк» — забор) тела, длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контак­тов практически параллельны.Дайки обладают длиной от десятков метров до нескольких сотен километров, например Ве­ликая дайка Африки. Естественно пред­положить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Вертикальные дайки рас­положены перпендикулярно оси минимальных сжимающих напря­жений. Иными словами, они ориентированы по простиранию рифтовой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную их мощность. Магма, внедряясь снизу в толщу пород, действует на них как гидравлический клин, раздвигая породы в стороны.

Дайки могут быть одиночными либо группироваться в кольце­вые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, ког­да сказывается расклинивающее давление магмы на вмещающие породы и последние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных трещин. Кольцевые дайки могут быть не только верти­кальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматичес кому резервуару на глубине.

От даек следует отличать магматические жилы, имеющие не правильную, ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Большое распространение имеют штоки (от нем. «шток» — пал­ка) — столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами площадью менее 100 км².

Существуют и другие менее распространенные формы интру­зивных тел. Факолит (от греч. «факос» — чечевица) — линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит (от греч. «гарпос» серп) — серпообразный интрузив, по существу, разновидность факолита. Хонолит — интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пустоты» в толще. Бисмалит — грибообразный ин­трузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной час­ти. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и развиты в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощностью и площадью во многие сотни и тысячи км² называют батолитами. Батолиты обладают вертикальной мощностью в первые километры и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы — более мелкие ветвящиеся интрузивы, расположенные в ослабленных зонах рамы батолита. Крупнейшие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2000 км. Батолиты — это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными или малоглубинными образованиями.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрес­сивная магма как бы «усваивает» часть пород из рамы интрузива, сама изменяясь при этом по составу и образуя гибридные породы. Однако все эти явления для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранитами, имеют явно ограниченное значение Главную роль в этом случае играют процессы магматического заме­щения, когда вмещающие породы преобразуются под воздействием потоков трансмагматических растворов. При воздействии последних осуществляются вынос химических компонентов, избыточных но отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной магмы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на месте, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте гене рации магмы, называют автохтонными, а граниты, связанные с перемещением магмы, — аллохтонными. Формирование аллохтонных гранитов зависит от состава вмещающих пород и происходит в не сколько фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их контактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоянии, и связанным с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т.д. Как правило, они параллельны экзоконтактам При остывании магматических интрузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне закономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно eго контактных зон.

ГРАНИТ. На протяжении всей истории планеты Земля, образование гранитов происходило многократно, поэтому появление этой породы специалисты не привязывают ни к одной из геологических эпох. Названием породы послужило латинское слово granum (гранум) - зерно.Плотность гранитов - около 2700 кг/м3. Ввиду своих полезных свойств (высокой прочности на сжатие, малой истираемости, разнообразию цветов породы, возможности полировки и т.д.), гранит ценен как камень для строительных работ - от гранитного щебня для строительства зданий, сооружений и дорог, до массивных вычурной формы гранитных глыб для облицовки фасадов и ландшафтного дизайна. Большое количество разновидностей гранита породило массу их наименований.Зачастую гранит обывают открытым карьерным способом. Отчленение гранитных блоков от породного массива производится посредством взрывания, или же расклинивания. При этом процессе вначале производится бурение шпуров пневматическими перфораторами, в которые затем помещаются заряды взрывчатых веществ, или же стальные клинья. Отделенные от общей части породы блоки в дальнейшем подвергаются обработке: распилу, фрезеровке, окантовке, изготовлению конечной продукции. опускают вниз. Дальнейшее расчленение сырого материала производится на крупных предприятиях с помощью пилорам. Окончательная нарезка плит выполняется с помощью дисковых пил, армированных алмазами.

ЛАБРАДОРИТ. Плотность породы около 2700 кг/м3. Обладает характерным стеклянным блеском и цветовой гаммой от дымчато-серого до серовато-черного. Отличается непрозрачностью и игрой (переливанием) цветов, которая особенно проявляется на полированных поверхностях. Лабрадорит находит применение как в производстве ювелирных изделий, так и в строительстве, в качестве облицовочного материала.

ГАББРО - интрузивная порода, одной из самых отличительных черт которой является насыщенный темный цвет - полированная поверхность камня производит впечатление почти черной. Зачастую встречаются оттенки от голубовато-серого до темно-серого, иногда - буроватого. Основное применение габбро находит в качестве камня для изготовления ритуальных конструкций, а так же как камень для дорожного строительства.

Облик планеты меняется медленно, но постоянно и подчиняется законам циклов. В одних местах к поверхности Земли поднимается новый материал и земная кора увеличивается, в других вещество поглощается недрами планеты. Это вечное движение и лежит в основе всех изменений на Земле.

Человек привык к тому, что земная твердь под его ногами незыблема. Однако это не так. Грозные землетрясения и извержения вулканов напоминают нам, что Земля живет. Она живет и развивается, проходя все три составляющие эволюции: направленность (необратимость), цикличность (повторяемость) и неравномерность (нелинейность).

Мы остановимся на цикличности — периодическом повторении последовательности событий или стадий развития, плавно или скачкообразно переходящих друг в друга.

На протяжении своего длительного пути в 4,6 млрд лет наша планета то сжималась, образуя континенты и горные цепи, то расширялась, создавая бездонные океанские пучины.

Земля словно дышит...

Как говорят мифы разных народов о сотворении мира, много лет назад в бескрайнем первичном океане зародилась земная твердь.

Научные данные также свидетельствуют о том, что 4,6 млрд лет назад существовал протоокеан Панталасса, в котором сформировался единый протоконтинент Пангея, затем распавшийся на отдельные самостоятельные континенты. На протяжении истории Земли и ее эволюции объединение континентов и их раскол отмечался трижды и сопровождался активным вулканизмом и землетрясениями. Последний из расколов Земли был 200 млн лет назад. Из единого континента к настоящему времени сформировалось шесть самостоятельных континентов. Впервые предположение о возможности существования единого континента и его распада высказал Фрэнсис Бэкон в 1620 г. Создание и распад суперконтинентов известно под названием цикла Уилсона с периодичностью 650 млн лет. Есть также активные тектонические циклы Бертрана (175–200 млн лет) и циклы Штилле (30 млн лет), происходящие на протяжении всей эволюции Земли.

Каков же механизм образования этой глобальной цикличности? Пока на эту проблему единой точки зрения не существует.

Одним из механизмов движения континентов и их эволюции является конвекция (перераспределение магмы по ее плотностям). Земная кора — это грандиозная кристаллическая система: она улавливает, аккумулирует, трансформирует и распределяет разные виды космической энергии. «Область земной коры, — писал В.И. Вернадский, — занята трансформаторами, переводящими космическое излучение в действенную земную энергию... вещество ее, благодаря космическим излучениям, проникнуто энергией, оно активно...» Поглощение космической энергии происходило со дня образования Земли как планеты и продолжается до сих пор.

Обсуждается возможность связи цикличности тектонических, биотических и климатических процессов с бомбардировками Земли галактическими кометами. Такие бомбардировки носят характер кометных ливней, которые повторяются каждые 19–37 млн лет. В земной атмосфере ледяные ядра комет разрушаются, и огромная кинетическая энергия проникает в мантию. Этот механизм по сравнению с конвекцией является более действенным и незатухающим.

Одна из возможных причин движения континентов — приливная эволюция системы Земля-Луна, носящая циклический характер (временной интервал — 40–60 млн лет), близкий по размерности к циклам Штилле.

В планетарном масштабе на периодическое расширение и сжатие Земли влияют также изменения скорости вращения планеты и формы геоида.

Таким образом, в глубинной части земной коры и верхней мантии аккумулируется космическая энергия начальных этапов формирования планеты и более поздняя, снабжающая Землю энергией космических тел.

Все это создает в глубоких недрах Земли высоко энергетический огненный котел, природную алхимическую печь, в которой трансформируются горные породы на протяжении ее длительного развития.

Огонь есть неизменный спутник эволюции Земли. Гераклит говорил: все из огня. Платон писал: «Образ пирамиды (тетраэдра)... будет первоначалом и семенем огня».

Интересно, что Земля, на 80% состоящая из силикатов (кремнистых соединений), в кристаллической решетке имеет тетраэдрические ядра (SiO₄)⁴ (кремнекислородный тетраэдр). Возможно, тетраэдрическая симметрия глубинных сфер Земли и жизненной энергии вступают в резонанс, и память огня, живущая в скалах и утесах, передается нам, даруя чувство сопричастности с бесконечностью космоса.

Распространение современных землетрясений на земном шаре в настоящее Время установлено с большой точностью. Прежде всего, это Тихоокеанское кольцо, в котором эпицентры землетрясений совпадают с островными дугами: Алеутской, Курильской, Восточной Камчатки, Японской и т. д. На востоке Тихого океана это побережье Северной Америки, Мексика, Центральная Америка, Южная Америка, а также полоса вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия. В Атлантическом и Индийском океанах сейсмичность сосредоточена вдоль срединно-океанских хребтов. Восточно-Африканская рифтовая зона также отличается высокой сейсмичностью. Протяженная полоса современных Землетрясений приурочена к Альпийско-Средиземноморскому поясу: это побережье Алжира, Италия, Динариды, Балканы и Эгейское морс, Турция, Крым, Кавказ, Иран, Афганистан, Памир, Тянь-Шань и т. д. В пределах СССР повышенной сейсмичностью отмечена Байкальская рифтовая зона.

распространение землетрясений говорит о том, что все они приурочены к областям высокой современной тектонической активности и связаны с конвергентными или дивергентными границами литосферных плит, т.е. там, где происходят либо сжатие, поглощение океанской коры в зонах субдукции, коллизии плит и т. д., либо растяжение, наращивание океанской коры, или раздвиг континентальной коры. В этих регионах непрерывно накапливаются тектонические напряжения, которые периодически разряжаются в виде землетрясений. В то же время существуют огромные асейсмичные пространства, совпадающие с древними платформами, внутренними частями океанских плит, эпипалеозойскими плитами.

Активные сейсмические и вулканические зоны, по данным Е.С. Штенгелова, довольно точно приурочены к областям превышения геоида над эллипсоидом вращения, причем с выпуклостями геоида связано примерно 83% землетрясений с М-6 и 86% действующих вулканов Мира. Форма геоида определяется процессами, происходящими во внутренних частях Земли - в мантии и ядре. На это явление накладываются ротационные силы Земли, неравномерность ее вращения и т. д. известно, что число преимущественно мелкофокусных землетрясений возрастает примерно на 20-25% в момент перехода Луны от апогея к перигею. Это вызвано тем, что гравитационное воздействие Луны на Землю в перигее значительно выше, так как Луна в этот момент ближе к Земле, чем в апогее. Эти гравитационные силы действуют как "спусковой крючок" и напряжения разряжаются сейсмическими подвижками.

Сейсмогенные дислокации образуются в плейстосейстовой и прилегающих областях. Районы, затронутые сейсмодислокациями, занимают площадь в десятки, и даже сотни тысяч км. Сейсмотектонические нарушения могут выражаться вертикальными смещениями с амплитудой до первых десятков метров, формированием поднятий, впадин и провалов, горизонтальными смещениями, образованием ступенчатых сбросов, взбросов и т. д. Примеры сейсмодислокаций известны и описаны во многих сейсмичных районах.

Землетрясения вызывают образование крупных оползней, обвалов, оползней-обвалов и других форм сейсмодислокаций. Объем таких оползней может достигать сотен тысяч м, длина - нескольких километров, а площадь - десятков км. Подобные сейсмодислокации известны на Тянь-Шане, в Прибайкалье и Забайкалье, на Кавказе, в Становом хребте и во многих других местах. Изучение древних сейсмодислокаций способствует проведению сейсмического районирования, так как по их форме и характеру появляется возможность оценить балльность данного региона, хотя, скажем, в наши дни землетрясения там не происходят. Степень выраженности сейсмодислокаций и их масштаб зависят от многих факторов: от глубины залегания очага его механизма, характера геологической структуры региона, типа горных пород и др. Поэтому одинаковые по силе землетрясения в разных геологических районах приводят к разным последствиям. Как правило, горные массы находятся в состоянии равновесия, они устойчивы при данной обстановке. Но чтобы вывестиих из этого состояния, порой нужно изменение наклона какого-нибудь склона всего лишь на десятки угловых секунд - и произойдет оползень или обвал. Важным фактором создания неустойчивости масс горных пород могут быть очень слабые сейсмоколебания, своеобразная сейсмовибрация, которая приводит в подвижное состояние рыхлые моренные, мощные пролювиальные конусы выноса, лессы.

В настоящее время важное значение приобретает палеосейсмология - метод, позволяющий устанавливать следы землетрясений в геологическом прошлом. Многие современные плейстосейстовые области оказываются унаследованными от более древних. Большое значение имеет и археосейсмология, когда рассматриваются повреждения древних построек, имеющие сейсмогенный характер, и поихтипу реконструируется балльность.

Землетрясения происходят не только на суше, но и в морях и океанах. В пределах океанского дна над очагом могут возникать поднятия или впадины, что сразу же изменяет объем воды и над плейстосейстовой областью образуется волна, которая в открытом океане практически незаметна из-за своей очень большой длины в первые сотни километров. Распространяясь со скоростью до 800 км/ч, при подходе к побережью на мелководье волна становится круче, достигая 15- 20м, и, обрушиваясь на берег, уничтожает все на своем пути. Такие волны, вызванные землетрясениями, называются цунами.

С деятельностью подземных и поверхностных вод и другими факторами связаны разнообразные смещения горных пород, слагающих крутые береговые склоны долин рек, озер и морей. К таким гравитационным смещениям, помимо осыпей, обвалов, относятся и оползни. Именно в оползневых процессах подземные воды играют важную роль. Под оползнями понимают крупные смещения различных горных пород по склону, распространяющиеся в отдельных районах на большие пространства и глубину. Простейший случай оползня представлен на, где пунктиром показано первоначальное положение склона и его строение после одноактного оползня. Поверхность, по которой происходит отрыв и оползание, называется поверхностью скольжения, сместившиеся породы - оползневым телом, которое часто отличается значительной неровностью. Место сопряжения оползневого тела с надоползневым коренным уступом называется тыловым швом оползня, а место выхода поверхности скольжения в низовой части склона - подошвой оползня.

Часто оползни бывают очень сложного строения, они могут представлять серию блоков, сползающих вниз по плоскостям скольжения с запрокидыванием слоев смещенных горных пород в сторону коренного несмещенного склона. Такие оползни, соскальзывающие под влиянием силы тяжести, А.П. Павлов назвал деляпсивными (лат. "деляпсус" - падение, скольжение). Нижняя же часть такого оползня бывает представлена сместившимися породами, значительно раздробленными, перемятыми в результате напора выше расположенных движущихся блоков. Эта часть оползня называется детрузивной (лат. "детрузио" - сталкивание). Местами под давлением оползневых масс на прилежащие части речных долин и различных водоемов возникают бугры пучения.

Оползневые процессы протекают под влиянием многих факторов, к числу которых относятся: 1) значительная крутизна береговых склонов и образование трещин бортового отпора; 2) подмыв берега рекой (Поволжье и другие реки) или абразия морем (Крым, Кавказ), что увеличивает напряженное состояние склона и нарушает существовавшее равновесие; 3) большое количество выпадающих атмосферных осадков и увеличение степени обводненности пород склона как поверхностными, так и подземными водами. В ряде случаев именно в период или в конце интенсивного выпадения атмосферных осадков происходят оползни. Особенно крупные оползни вызываются наводнениями; 4) влияние подземных вод определяется двумя факторами - суффозией и гидродинамическим давлением. Суффозия, или подкапывание, вызываемое выходящими на склоне источниками подземных вод, выносящих из водоносного слоя мелкие частицы водовмещающей горной породы и химически растворимых веществ. В результате это приводит к разрыхлению водоносного слоя, что естественно вызывает неустойчивость выше расположенной части склона, и он оползает; гидродинамическое давление, создаваемое подземными водами при выходе на поверхность склона. Это особенно проявляется при изменении уровня воды в реке в моменты половодий, когда речные воды инфильтруются в борта долины и поднимается уровень подземных вод. Спад полых вод в реке происходит сравнительно быстро, а понижение уровня подземных вод относительно медленно (отстает). В результате такого разрыва между уровнями речных и подземных вод может происходить выдавливание присклоновой части водоносного слоя, а вслед за ним оползание горных пород, расположенных выше; 5) падение горных пород в сторону реки или моря, особенно если в их составе есть глины, которые под воздействием вод и процессов выветривания приобретают пластические свойства; 6) антропогенное воздействие на склоны (искусственная подрезка склона и увеличение его крутизны, дополнительная нагрузка на склоны устройством различных сооружений, разрушение пляжей, вырубка леса и др.).

Таким образом, в комплексе факторов, способствующих оползневым процессам, существенная, а иногда и решающая роль принадлежит подземным водам. Во всех случаях при решении вопросов строительства тех или иных сооружений вблизи склонов детально изучается их устойчивость, и вырабатываются меры по борьбе с оползнями в каждом конкретном случае. В ряде мест работают специальные противооползневые станции.

Методы борьбы с оползнями устанавливают на основе тщательного изучения природных физико-геологических условий, уяснения основных причин неустойчивости и аналитических расчетов предельного равновесия рассматриваемых массивов грунта.

В практике в качестве основных противооползневых мероприятий применяются:

• организация стока поверхностных вод в зоне оползней и прилегающих к ней территорий;
• дренирование подземных вод путем сооружения различных дренажных систем;
• уменьшение внешних нагрузок;
• уполаживание откосов и пригрузка их с помощью контрбанкетов;
• ограждение откосов и защита их от подмыва и размыва проточными водами рек или волнами морей, водохранилищ;
• зеленые насаждения по верху откоса и оползневом откосе;
• искусственное закрепление масс оползневого тела;
• искусственные сооружения для удержания грунтовых масс.

Такие мероприятия осуществляются:

• с помощью вертикальной планировки и производства земляных работ;
• путем устройства дренажных сетей;
• применением агролесомелиоративных мер;
• с применением подпорных стен, волноломов, свай и др.

Применяемые в борьбе с оползнями мероприятия разработаны и выбор их определяется причинами возникновения оползней.

Совокупность явлений, связанных с движением магмы к поверхности Земли, называется вулканизмом. В зависимости от характера движения магмы и степени ее проникновения в земную кору вулканизм может быть поверхностным (эффузивным), когда магма прорывает земную кору и изливается на поверхность, и глубинным (интрузивным), когда перемещение магмы заканчивается внутри земной коры. Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем "движителем", который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излияние - эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение - эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экструзивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными.

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ— горные породы, образующиеся в результате вулканических извержений.

В зависимости от характера извержения (излияния лав или взрывные извержения) образуются 2 типа пород: излившиеся, или эффузивные горные породы, и вулканогенно-обломочные, или пирокластические породы; последние расчленяются на рыхлые (вулканический пепел, песок, бомбы и др.), уплотнённые и сцементированные (туфы,туфобрекчии и др.). Кроме того, выделяют промежуточные типы вулканических горных пород — туфолавы, возникшие в результате извержений богатых газами пенящихся лавовых потоков, и игнимбриты, представляющие собой спёкшийся вулканогенно-обломочный материал, главным образом кислый, которым покрыты огромные площади, измеряемые сотнями и тысячами км². Форма эффузивных тел определяется вязкостью лав и их температурным режимом. Покровы и потоки характерны для маловязких базальтовых лав, но встречаются и кислые (липаритовые) потоки. Купола и иглы возникают при извержениях вязких лав (дациты, липариты). Дайки и некки представляют собой заполнения расплавом трещин и подводящих каналов. Эффузивные и пирокластические вулканические горные породы могут залегать в виде стратифицированных толщ; они присутствуют в разрезах вулканических областей, переслаиваясь с осадочными горными породами.
Вулканические горные породы различаются по химическому составу, структурно-текстурным особенностям и по степени сохранности вещества пород. По химическому составу эффузивные вулканические горные породы делятся на щёлочноземельные и щелочные горные породы и, кроме того, на основные горные породы (недосыщенные кремнекислотой), средние горные породы (насыщенные кремнекислотой) и кислые горные породы (пересыщенные кремнекислотой). Степень кристаллизации лав, а также структуры и текстуры их зависят от вязкости расплава и характера его остывания. Внутренние части эффузивных тел обычно раскристаллизованы, внешние — шлаковидные, пористые и стекловатые. Для эффузивных пород характерны порфировые, микролитовые, полустекловатые структуры и флюидальные полосчатые, массивные, пористые текстуры.
Глубоко изменённые, обычно более древние, эффузивные породы называются палеотипными, а неизменённые —кайнотипными. Наиболее распространённые кайнотипные породы — базальты, андезиты, Трахиты, липариты, а их палеотипные аналоги по химическому составу — соответственно диабазы, базальтовые и андезитовые порфириты, трахитовые и липаритовые порфиры. К обломочным вулканическим горным породам относятся наряду с пирокластическими породами (туфы, вулканические брекчии) и вулканогенно-осадочные породы.
Вулканические горные породы применяются в качестве строительного и облицовочного камня, служат материалом для каменного литья (базальт и др.). Каолинизированные кислые и щелочные вулканические горные породы используются в качестве "фарфорового камня" в керамической промышленности. Некоторые виды вулканических пеплов и туфов (трассы и пуццоланы), обладая вяжущими свойствами, применяются в качестве добавок к цементным материалам. Вулканическая пемза употребляется как абразивный материал и идёт на изготовление пемзобетона. Перлит используется в качестве лёгких звуко- и теплоизоляционных наполнителей в бетоне, штукатурке и других смесях. крупные месторождения вулканических горных пород известны на Кавказе, в Закарпатье, на Тянь-Шане и Памире, в Забайкалье, на Дальнем Востоке и в Приморье.

Порфирит. Строение порфировое. Минералогический состав такой же, как у диорита. Окраска темная: темно-серая, темно-зеленая. Плотность небольшая (среднего веса). Порфирит — строительный и кислотоупорный материал, также используется для орнаментировки. Порфириты встречаются на Урале, Кавказе, в Закавказье, Украинской ССР, в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке.
Базальт. Строение плотное, тонкозернистое. Минералогический состав такой же, как у габбро. Окраска темная: черная, темносерая. Плотность большая (тяжелый). Из магмы габбрового состава, излившейся на поверхность, получается вулканическая порода базальт. Древний, сильно зменившийся базальт называется диабазом, который отличается от базальта только по окраске: он темно-зеленый. Базальт и диабаз используются как строительный, облицовочный, кислотоупорный материал и в качестве сырья для каменного литья. Базальты широко распространены и преобладают среди всех вулканических пород. В СССР базальт встречается на Камчатке, в Армянской ССР и в других районах. Диабазы имеются в Карелии, на Урале и на Кавказе.
Вулканическое стекло (обсидиан). Строение плотное, стекловидное. Излом раковистый. Цвет черный, серый, красно-бурый, сургучный; бывает обсидиан пятнистой и полосчатой окраски. Плотность небольшая (среднего веса). Обсидиан используется в производстве теплоизоляционных и строительных материалов, также используется как поделочный камень.
Пемза. Строение пористое. Порода однородная. Окраска сероватая, белая, желтоватая, черная. Легкая. Применяется как шлифующий, чистящий материал, как добавка к цементу. В качестве фильтров. Встречается в районах распространения действующих и потухших вулканов (Камчатка, Кавказ).
Вулканический туф. Строение обломочно-пористое; на фоне массы, имеющей пористое строение, разбросаны обломки различной величины, формы и цвета. Окраска различная. Легкий. Вулканический туф представляет обломочный материал, образовавшийся при вулканических взрывах, в дальнейшем сцементированный и уплотненный. Встречается в районах распространения действующих и потухших вулканов (Армения, Грузия).
Вулканический туф — строительный и архитектурный материал.
Яшма — аморфный кремнезем, содержащий примеси. Строение плотное. Царапает стекло. Цвет непостоянный. Излом неровный. Яшма — порода вулканогенно-осадочного, химического и биохимического происхождения. Используется как поделочно-декоративный и облицовочный материал в строительном деле. Из яшмы изготовляют вазы и различные изящные украшения. Знамениты уральские и алтайские яшмы.

Кавказ относится к складчатым сооружениям Средиземноморского пояса, который заложился еще в рифее. Окраинные части этого пояса претерпели складкообразовательные движения в палеозое, превратившись в эпигерцинские плиты. К числу их относится Скифская плита, лежащая в основе Предкавказья. Середина пояса закрылась в конце плиоцена и относится к альпийской складчатости. В рассматриваемом регионе она представлена мегантиклинорием Большого Кавказа и отделена от плиты Терско-Каспийским и Кубанским краевыми прогибами.

В тектоническом развитии Кавказа выделяют 3 этапа: догерцинский, герцинский и альпийский.

В догерцинский этап (рифей — нижний палеозой) на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии территория подвергалась складкообразованию, которое еще раз повторилось в каледонскую складчатость. С последней связаны многочисленные интрузии, способствовавшие оруденению Большого Кавказа. Неплохо изучена батолитовая интрузия гранитов Б.Кавказа.

В эпоху герцинской складчатости (карбон-пермь) Предкавказье и Б.Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов. В карбоне геосинклинали Предкавказья и Б.Кавказа испытали мощные поднятия и рельеф приобрел горный облик.

Альпийский этап формирования Кавказа начинается с юрского периода. В нем различают 3 стадии. В раннюю стадию (юра) территория подвергалась значительному опусканию и морской трансгрессии по осям двух синклинальных зон. Одна протягивалась вдоль южного склона Б.Кавказа, переходя на северный в Дагестане. Вторая — Малокавказская протягивалась почти параллельно первой. В обеих геосинклиналях шло интенсивное накопление осадков. Средняя стадия (мел — начало Pg) характеризуется нисходящими движениями земной коры, распространением трансгрессий. В верхнем мелу, в фазу максимальной трансгрессии, море затопило всю территорию Кавказа, включая Главный хребет

Позднеальпийская стадия (Палеоген-четвертичный период) делится на 2 этапа. В течение первого Кавказ превратился в обширный остров, слабо подверженный эрозионным процессам. На месте геосинклинали Б.Кавказа формировалась единая обширная геоантиклиналь — область погружения превращалась в область поднятия. Малокавказская геосинклиналь и Закавказье превращались в зоны погружений — геосинклинали и быстро заполнялись грубообломочным материалом. Так, толщи конгломератов в предгорьях Северного Кавказа имеют мощность до 2 тыс.м, в результате чего море было вытеснено из передовых прогибов и произошло соединение Б.Кавказа с Русской равниной (четвертичное время).

В Pg и неогене, когда Кавказ был островом, он был покрыт вечнозеленой тропической растительностью (полтавская флора

К концу N рельеф Кавказа подвергался сильным эрозионным процессам. В результате получили широкое распространение формы зрелого рельефа — поверхности выравнивания, обширные долины с ровными днищами, куэстовые формы.

В четвертичном периоде произошло резкое омоложение рельефа Б.Кавказа и Закавказского нагорья. Древние поверхности выравнивания оказались приподнятыми и расчлененными глубокими ущельями.

Прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений.

В современную эпоху тектоническое развитие Кавказа продолжается. Район осевой части Б.Кавказа, хр. Малого Кавказа, Джавахетско-Армянского нагорья продолжают подниматься со скоростью 1-2 см/год. Колхидская и Куринская низменности погружаются со скоростью до 0,6 см/год. Этим объясняется сейсмичность Кавказа. Это зона 6-7 балльных землетрясений.

Герцинский этап развития начинается с девона. Область прогибания в это время охватила все Предкавказье и Большой Кавказ.

В Предкавказье накапливались преимущественно терригенно-карбонатные морские отложения. По южной окраине зоны прогибания (Пшекиш-Тырныаузская шовная зона) в девоне и раннем карбоне сформировалась мощная (до 5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами и их туфами в сочетании с глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. На западе Большого Кавказа верхняя пермь представлена маломощными известняками.

Отложения этих двух комплексов образуют нижний структурный ярус гор и складчатый фундамент Скифской плиты.

Существенная перестройка структурного плана произошла на Кавказе в конце триаса — начале юры, когда резко усилились тектонические движения. Произошло раздробление на отдельные глыбы и общее опускание южной части герцинской складчатой области (территории современного Большого Кавказа). С этого времени начинается альпийский этап развития, в течение которого северный склон Большого Кавказа представлял собой миогеосинклиналь.

В мелу снова началась морская трансгрессия, которая частично охватила и Скифскую плиту. Низы нижнего мела (неоком) представлены на Кавказе различными известняками с прослоями мергелей и песчаников. Остальная часть разреза слагается терригенными породами, что свидетельствует о возобновлении поднятий.

Палеогеновые поднятия привели к образованию в области Большого Кавказа массива суши, который в дальнейшем все более разрастался, но до среднего неогена все еще оставался островом.

В олигоцене (Р3) Большой Кавказ вступил в орогенный этап развития, в течение которого происходило формирование горного сооружения Кавказа и связанных с ним краевых прогибов. Предкавказский краевой прогиб, состоящий из отдельных частных прогибов, заложился по северной периферии во время еще невысокого поднятия Большого Кавказа. Он сложен мощной толщей пород олигоцен-четвертичного возраста. В пределах всего краевого прогиба распространены отложения майкопской серии (олигоцен-нижнемиоценовые), представленные темными, часто битуминозными глинами с различной примесью песчанистого материала. Майкопская серия формировалась в основном за счет материала, поступающего со Скифской плиты, но и с Кавказа в это время поступал еще достаточно тонкий материал,

В конце миоцена — раннем плиоцене (N13-N21) происходит воздымание поперечного поднятия (Ставропольское поднятие — Минераловодческий перешеек — Центральный Кавказ — Дзирульский массив в Закавказье), в результате которого освобождается от моря центральная часть Предкавказья и возникает огромная суша, протянувшаяся к Волге.

. На границе Большого Кавказа с эпигерцинской Скифской плитой в миоцен-плиоценовое время возник Минераловодческий магматический район, где произошло внедрение интрузий (Пятигорские лакколиты).

В четвертичное время благодаря новым поднятиям произошло резкое омоложение рельефа Большого Кавказа. Поднятие носило сводовый характер. На окраинах Большого Кавказа и в Предкавказье в нижнечетвертичное время продолжалось складкообразование. Породы осадочного чехла здесь местами образуют своеобразные платформенные складки. Так, Ставропольская возвышенность является огромной антиклинальной складкой с широким пологим северным крылом и более узким крутым южным. На ее фоне возник ряд антиклиналей и синклиналей второго порядка. На Большом Кавказе расположены крупные центры новейшего вулканизма. Эльбрус и Казбек были действующими вулканами в четвертичное время.

Неоген-четвертичные поднятия и общее похолодание климата в северном полушарии привели к развитию на Кавказе горного оледенения. Обычно выделяют три-четыре ледниковые эпохи. На Кавказе обнаружены следы позднеплиоценового (апшеронского) оледенения. Четвертичное похолодание сильно повлияло на развитие флоры и фауны Кавказа.

В течение длительного островного периода существования Кавказа его поверхность была покрыта вечнозеленой тропической растительностью (полтавская флора). Четвертичное оледенение привело к полному вымиранию теплолюбивых видов на Северном Кавказе. Они сохранились лишь в некоторых убежищах Закавказья.

В ледниковые эпохи растительность оттеснялась с гор к предгорьям.

В послеледниковое время на Кавказе возникли новые центры видообразования, с которыми связан молодой эндемизм.

В современную эпоху продолжается тектоническое развитие Кавказа. На его территории проводились повторные нивелировки, которые позволили установить не только направление, но и скорость тектонических движений. Большой Кавказ продолжает подниматься со скоростью 1-3 мм в год. Скорость опускания в Терско-Каспийском прогибе достигает 4 мм в год.

О продолжающихся тектонических подвижках Кавказа свидетельствует и его сейсмичность.

Геохронологи́ческая шкала́ — геологическая временная шкала истории Земли, применяемая в геологии и палеонтологии, своеобразныйкалендарь для промежутков времени в сотни тысяч и миллионы лет.

Согласно современным общепринятым представлениям возраст Земли оценивается в 4,5—4,6 млрд лет. На поверхности Земли не обнаружены горные породы или минералы, которые могли бы быть свидетелями образования планеты. Максимальный возраст Земли ограничивается возрастом самых ранних твёрдых образований в Солнечной системе — тугоплавких включений, богатых кальцием иалюминием (CAI) из углистых хондритов.

Эон Эра Период

Четвертичный(Антропоген) Q
Ф Кайнозой KZ Неоген N

А Палеоген P

Н Мел K

Е Мезозой MZ Юра J

Р Триас T

О Поздний Пермь P

З Палеозой PZ₂ Карбон(Каменноугольный) C

О Девон D

Й Ранний Силур S

Палеозой PZ₁ Ордовик O

Кембрий C

КРИП- Протерозой Поздний

ТОЗОЙ PR Ранний

(ДОКЕМ- Архей AR

БРИЙ)