Объёмные волны

Они проходят через недра Земли. Путь волн преломляется различной плотностью и жёсткостью подземных пород.

Поверхностные волны

Поверхностные волны несколько похожи на волны воды, но в отличие от них они путешествуют по земной поверхности. Их обычная скорость значительно ниже скорости волн тела. Из-за своей низкой частоты, времени действия и большой амплитуды они являются самыми разрушительными изо всех типов сейсмических волн. Они бывают двух типов: волны Рэлея и волны Лява.

Цуна́ми (яп. 津波 IPA: [t͡sɯnä́mí] где 津 — «порт, залив», 波 — «волна») — длинные волны, порождаемые мощным воздействием на всю толщу воды в океане или другом водоёме. Причиной большинства цунами являются подводные землетрясения, во время которых происходит резкое смещение (поднятие или опускание) участка морского дна. Цунами образуются при землетрясении любой силы, но большой силы достигают те, которые возникают из-за сильных землетрясений (с магнитудой более 7). В результате землетрясения распространяется несколько волн. Более 80 % цунами возникают на периферии Тихого океана.

Тема «МАГМАТИЗМ»

Билет №44. Состав и происхождение силикатных магм. Условия плавления и кристаллизации. Реакционный ряд Боуэна. Магматическая дифференциация. Происхождение порфировых структур. Формы интрузивных тел. Полезные ископаемые, связанные с интрузивными породами.

Магма (От греч. "магма" - "густая мазь") смесь магматического расплава, кристаллов и/или их сростков и флюидной фазы, способная к перемещению в земной коре. Магма, изливающаяся на поверхность Земли, теряет растворенные летучие компоненты и превращается в лаву, которая застывая формирует эффузивные горные породы. При застывании магмы на глубине образуются интрузивные горные породы, которые образуют разнообразные по форме и размерам интрузивные тела — от мелких даек, представляющих собой выполненные магмой трещины, до огромных массивов, площадью во многие тысячи км2.
Наиболее распространены в земных условиях силикатные магмы. Силикатные магмы состоят из соединений кислорода, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na,К, Ti, P и других элементов.

Магма имеют различные физические свойства, которые зависят от их состава, температуры и содержания летучих компонентов. Температуры большинства магм в земной коре лежат в пределах 600-1300°С. Самые низкие температуры зафиксированы для натрокарбонатитовой магмы (~450°С), самые высокие – для коматиитовых и меймечитовых магм (1600-1650°С). Вязкость магматических расплавов варьирует от 1 до 108 Па*с. Наименьшей вязкостью обладают высокотемпературные магмы ультраосновного и основного составов, наибольшая вязкость характерна для риолитовых магм. Магма стремится подняться к поверхности вследствие своей подвижности и меньшей по сравнению с вмещающими породами плотностью. При подъеме она может накапливаться на различной глубине, формируя магматические очаги.

ряд реакционный (Боуэна)

- эмпирически установленная Боуэном последовательность кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов:

1. прерывистого ряда фемических минералов: оливин -> ромбический пироксен -> моноклинный пироксен -> амфибол -> биотит;

2. непрерывного ряда салических минералов: основной плагиоклаз -> средний плагиоклаз -> кислый плагиоклаз -> калиевый полевой шпат. Совместная кристаллизация минералов двух рядов протекает с образованием эвтектики и в этом случае последовательность выделения зависит от состава расплава. Предложенные Боуэном реакционные ряды кристаллизации минералов могут нарушаться в зависимости от состава расплава, от температуры, давления и других условий.

Выделяют два типа дифференциации: собственно магматическую дифференциацию, т. е. дифференциацию вещества в жидком состоянии, и кристаллизационную дифференциацию, т. е. дифференциацию, связанную с образованием кристаллов. Магматическая дифференциация происходит раньше кристаллизационной. В магматической дифференциации выделяются процессы ликвации и ассимиляции.

Предполагается, что не менее 90 % объема возникающего магматического расплава останавливается и застывает в толще литосферы, образуя интрузивные тела различной формы и объема. По соотношению с условиями залегания вмещающих пород интрузивы подразделяются на конкордантные (залегающие согласно, т. е. контуры их совпадают с контурами вмещающих пород) и дискордантные (залегающие несогласно, т. е. произвольно рассекающие собою слои вмещающих пород). В зависимости от глубины образования все интрузивы делятся на абиссальные (сверхглубинные) и гипабиссальные (приповерхностные). Отличительным структурным признаком всех интрузивных пород является полнокристалличность, а характерной текстурой – массивная. Абиссальные интрузивы характеризуются большими объемами и тесной связью с магматическим очагом. Благодаря длительному (миллионы лет) остыванию магмы в условиях высочайших температуры и давления, происходит полная кристаллизация вещества. В силу этого, абиссальным породам свойственны структуры полнокристаллическая, обычно крупно- или среднекристаллическая. В составе абиссальных пород чаще всего встречаются граниты, а также диориты, габбро, пироксениты и перидотиты. По условиям залегания все абиссальные тела являются дискордантными. Главными типами их являются батолиты и штоки. Батолиты являются крупнейшими интрузивными образованиями: площадь их поверхности превышает 100 кв. км, время остывания достигает десятков и сотен миллионов лет. Имеют в плане изометричную форму. В вертикальном разрезе могут как расширяться вверх, так и сужаться, образуя вверху купол или свод. Обычно батолиты сложены кислыми породами (гранитами). Крупнейшая из известных система батолитов, общей длиной около 8 000 км, представлена в Андах. Три входящих в ее состав батолита, расположенные на территории Перу и Чили, имеют протяженность по 1 300 км каждый. Батолит Берегового хребта на северо-западе США простирается на 2 000 км при ширине до 200 км. Штоки подобны батолитам, но площадь их менее 100 кв. км. Гипабиссальные интрузивы, по сравнению с абиссальными, характеризуются более тесной связью своего вещественного состава с составом вмещающих пород. Объяснить это можно, в первую очередь, несравнимо меньшим объемом приповерхностных магматических образований. Благодаря сравнительно невысоким температурам и давлению, остывание гипабиссальных тел идет гораздо быстрее, поэтому почти все или все кристаллы не достигают большого размера. Соответственно, характерными структурами являются полнокристаллическая, но мелкокристаллическая или порфировидная, что находит свое отражение в названиях гипабиссальных пород: гранит-порфир, сиенит-порфир, диорит-порфир. В этих же условиях образуются пегматиты, обладающие своеобразной пегматитовой текстурой, обусловленной разнонаправленным ростом кристаллов ортоклаза, слюд, кварца. По соотношению со вмещающими породами гипабиссальные тела бывают как дискордантными, так и конкордантными. 1. Конкордантные тела. При внедрении в слои вмещающих пород магма приспосабливается к условиям залегания последних. Лакколиты в вертикальном разрезе имеют грибообразную форму, обусловленную тем, что магма приподнимает вышележащие слои осадочных пород. Поэтому верхняя часть лакколита куполообразна, а нижняя ровная, параллельная слоям осадочных пород. Если нижняя часть имеет вид воронки, то возникшую форму называют магматическим диапиром. Диаметр лакколитов достигает нескольких километров. Лополиты являются чашеобразными телами, возникающими при заполнении магмой ядра синклинальной складки. Диаметр некоторых лополитов составляет более 100 000 кв. км (Бушвелдский лополит в ЮАР). Факолиты также возникают при заполнении магмой ослабленных сводов синклинальных или антиклинальных складок. При этом образуются тела в форме линз, соответственно вогнутых или выпуклых. Силлы (магматические залежи) формируются при заполнении магмой горизонтальных или наклонных пластов, часто образуют многоярусные серии. В составе силл преобладают породы основного, реже среднего химического состава. 2. Дискордантные тела прорывают собою слои вмещающих пород. Дайки возникают при заполнении магмой узких трещин в земной коре, что ведет к образованию вертикальных или наклонных плит, длина которых многократно превосходит толщину. Часто дайки образуют системы в виде параллельных или радиально расходящихся от общего центра плит. Толщина даек варьирует от нескольких миллиметров до десятков и сотен метров, а протяженность иногда составляет несколько сот километров (Великая дайка Зимбабве). Химический состав слагающих дайки магматических пород бывает различным. Жилы подобны по форме дайкам, но стенки их волнистые. Жилы часто ветвятся, переплетаются друг с другом. Как дайки, так и жилы обычно отходят от более крупного интрузива, часто они играют роль связующих каналов между магматическим очагом и другими интрузивными телами. Некки представлены трубообразными интрузивами в вулканических областях. Являются подводящими каналами от магматического очага к жерлу вулкана.

Билет №45. Географическое распространение и тектоническое положение действующих вулканов. Типы вулканических построек. Вязкость расплавов и механизм извержений. Типы извержений. Продукты вулканизма.

Типы вулканических построек.

В общем виде вулканы подразделяются на линейные и центральные, однако это деление в известной мере условно, так как большинство вулканов так или иначе приурочены к линейным тектоническим нарушениям в земной коре (рис.2).

Линейные вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяженными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая магма, которая, растекаясь в стороны,ообразует крупные лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие плоские конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу. В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, то могут возникать эксплозивные рвы протяженностью в десятки километров.

Вулканы центрального типа имеют центральный подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее к поверхности от магматического очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулкана центрального типа кроме главного кратера могут быть и побочные, или паразитические, кратеры, расположенные эксцентрично на его склонах и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам. Нередко в кратерах существуют озера жидкой лавы. В других случаях, когда лава обладает высокой вязкостью, в кратерах растут купола выжимания, закупоривающие жерла, подобно "пробке", что приводит к сильнейшим взрывным извержениям, давление газов эту "пробку" вышибает из жерла.

Газообразные продукты или летучие, как было показано выше, играют решающую роль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО2), оксид углерода (СО), азот (N2), диоксид серы (SO2), оксид серы (III) (SO3), газообразная сера (S), водород (H2), аммиак (NH3), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (H2S), метан (CH4), борная кислота (Н3ВО2), хлор (Cl), аргон и другие, хотя преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени, зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии, т.е. от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом:

Температура, 0C Состав газов без воды

1200-800 O2, HCI, CO2, H2O, H2S, SO2

800-100 HCI, SO2, H2S, CO2, N2, H2

100-60 H2, CO2, N2, SO2, H2S

60 CO2, N2, H2