КОНТРОЛЬНА РОБОТА

З ГЕОЛОГІЇ ТА ГЕОМОРФОЛОГІЇ

ПЛАН

Методи визначення відносного і абсолютного віку Землі

Коефіцієнт вертикального і горизонтального розчленування

Ендогенні і екзогенні процеси

Використана література

Методи визначення відносного і абсолютного віку Землі

Визначення відносного віку гірських порід – це встановлення, які породи
утворилися раніше, а які – пізніше.

Відносний вік осадових порід встановлюється за допомогою
геолого-стратиграфічних (стратиграфічного, літологічного, тектонічного,
геофізичних) і біостратиграфічних методів.

Стратиграфічний метод заснований на тому, що вік шарів при нормальному
заляганні визначається — низьколежачі шари є більш древніми, а
вишележачі більш молодими. Цей метод може бути використаний і при
складчастому заляганні шарів. Не може бути використаний при перекинутих
складках.

Літологічний метод заснований на вивченні і порівнянні сполук порід у
різних оголеннях (природних — у схилах рік, озер, морів, штучних –
кар’єрах, котлованах і т.д.). На обмеженій по площі території,
відкладення однакової речовинної сполуки (тобто складаються з однакових
мінералів і гірських порід) , можуть бути одновіковими. При зіставленні
розрізів різних оголень використовують обрії, що маркірують, що чітко
виділяються серед інших порід і стратиграфічно витримані на великій
площі.

Тектонічний метод заснований на тому, що могутні процеси деформації
гірських порід виявляються (як правило) одночасно на великих територіях,
тому одновікові товщі мають приблизно однаковий ступінь дислоційованості
(зсуву). В історії Землі опадонакопичення періодично змінювалися
складчастістю і горотворенням.

Виниклі гірські області руйнувалися, а на вирівняну територію знову
наставало море, на дні якого вже незгідно накопичувалися товщі нових
осадових гірських порід у цьому випадку різні незгоди служать границями,
що підрозділяють розрізи на окремі товщі.

Геофізичні методи засновані на використанні фізичних характеристик
відкладень (питомого опору, природній радіоактивності, залишковій
намагніченості гірських порід і т.д.) при їх розчленовуванні на шари і
зіставленні.

Розчленовування порід у свердловинах на підставі вимірів питомого опору
гірських порід і пористості називається електрокаротаж, на підставі
вимірів їх радіоактивності — гамма-каротаж.

Вивчення залишкової намагніченості гірських порід називають
палеомагнітним методом; він заснований на тім, що магнітні мінерали,
випадаючи в осад, розпластаються відповідно до магнітного поля Землі
тієї епохи яка, як відомо, постійно мінялася в плині геологічного часу.
Це орієнтування зберігається постійно, якщо порода не піддається
нагріванню вище 500°С (т.зв. крапка Кюрі) чи інтенсивної деформації і
перекристалізації. Отже, у різних шарах напрямок магнітного полючи буде
різним.

Палеомагнитизм дозволяє таким чином зіставляти відкладення значно
вилучені друг від друга (західне узбережжя Африки і східне узбережжя
Латинської Америки).

Біостратиграфічні чи палеонтологічні методи складаються у визначенні
віку гірських порід за допомогою вивчення викопних організмів (докладно
палеонтологічні методи будуть розглянуті в наступній лекції).

Відносний вік інтрузивних порід визначається по співвідношенню
магматичних порід і осадових порід, що вміщають, вік яких установлений.

Визначення відносного віку метармофічних порід аналогічно визначенню
відносного віку магматичних порід.

Абсолютна геохронологія встановлює вік гірських порід в одиницях часу.
Визначення абсолютного віку необхідно для кореляції і зіставлення
біостратиграфічних підрозділів різних ділянок Землі, а також
установлення віку залишених палеонтологічних залишків фанерозойських і
долембрійських порід.

До методів визначення абсолютного віку порід відносяться методи ядерної
(чи ізотопної геохронології) і нерадіологічні методи

Методи ядерної геохронології в наш час є найбільш точними для визначення
абсолютного віку гірських порід, в основі яких лежить явище мимовільного
перетворення радіоактивного ізотопу одного елемента в стабільний ізотоп
іншого.

Суть методів складається у визначенні співвідношень між кількістю
радіоактивних елементів і кількістю стійких продуктів їхнього розпаду в
гірській породі. По швидкості розпаду ізотопу, що для визначеного
радіоактивного ізотопу є величина постійна, кількості радіоактивних і
стабільних ізотопів, що утворилися, розраховують час, що пройшов з
початку утворення мінералу.

Розроблено велике число радіоактивних методів визначення абсолютного
віку: свинцевий, калієво-аргоновий, рубідієво-стронциєвий,
радіовуглецевий та ін. (вище установлений вік Землі 4,6 млрд. років не
встановлений із застосуванням свинцевого методу).

Нерадіологічні методи уступають по точності ядерним.

Соляний метод був застосований для визначення віку Світового океану. Він
заснований на припущенні, що води океану були спочатку прісними, то,
знаючи сучасну кількість солей з континентів, можна визначити час
існування Світового океану (~ 97 млн. років).

Седіментаційгий метод заснований на вивченні осадових порід у морях.
Знаючи обсяг і потужність морських відкладень у з.к. в окремих системах
і обсяг мінеральної речовини,, що зноситься щорічно в моря з континентів
можна обчислити тривалість їхнього наповнення.

Біологічний метод базується на представленні про порівняно рівномірний
розвиток орг. світу. Вихідний параметр – тривалість четвертинного
періоду 1,7 – 2 млн. років.

Метод підрахунку шарів стрічкових глин, що накопичуються на периферії
льодовиків, що тануть. Глинисті опади відкладаються узимку, а піщані
влітку і навесні, таким чином кожна пара таких шарів результат річного
нагромадження опадів (останній льодовик на Балтійськом море припинив
свій рух 12 тисяч років тому).

Коефіцієнт вертикального і горизонтального розчленування

Горизонтальне розчленування рельєфу (густота або інтенсивність
розчленування) характеризує ступінь розвитку ерозійної мережі та
щільність розміщення на досліджуваній території окремих негативних чи
позитивних форм (тальвегів, ярів, улоговин, западин, горбів, пасем
тощо).

Визначення і подальше картографування горизонтального розчленування
поверхні дозволяє не тільки районувати досліджувану територію за
ступенем її «освоєння» ерозійною мережею, але й допомагає встановлювати
стадію розвитку рельєфу, його відносний вік.

Існують різні підходи до визначення показників горизонтального
розчленування рельєфу.

1. Показник густоти ерозійного розчленування (Кг, км/км2) характеризує
довжину тальвегів ерозійних форм, що припадає на одиницю площі:

сумарна довжина всіх тальвегів (серед них і постійної гідрографічної
мережі), зафіксована картометричними роботами на досліджуваному
водозборі (див. табл. 48), км;

F — площа водозбору, км2.

Показник густоти ерозійної мережі є однією з найбільш поширених
характеристик горизонтального розчленування території. Саме таким
способом визначається і широко вживана у науковій та технічній
літературі густота гідрографічної мережі (річкової сітки), при
розрахунках якої у чисельнику формули (1) враховується не загальна
протяжність тальвегів ерозійних форм, а сумарна довжина постійних
водотоків (річок, струмків, каналів).

При картографуванні показники густоти ерозійного (або гідрографічного)
розчленування розбиваються на інтервали (наприклад: менше 1 км/км2, 1-2
км/ км2, 2-3 км/км2 тощо) і виносяться у легенду карти та показуються на
самій карті якісним фоном — фарбами або штриховкою.

Разом з тим показник густоти ерозійного розчленування, що являє собою
величину відносну (довжина ерозійних форм відноситься до площі),
ускладнює можливості співставлення горизонтального розчленування з
іншими основними морфометричними показниками — глибиною розчленування та
кутами похилу поверхні, оскільки останні представлені здебільшого
абсолютними величинами і можуть визначатися не тільки для площі, а й для
будь-якої окремої точки на поверхні. Саме через цю обставину
заслуговують на увагу й інші способи оцінки горизонтального
почленування.

):

Для побудови карт віддалення вододілів від тальвегів у межах кожного
елементарного водозбору (наприклад, водозбору третього порядку)
проводять серію ліній падіння схилів, на яких відкладаються (починаючи
від тальвегу) рівновеликі відрізки, довжина яких призначається в
залежності від масштабу карти та характеру рельєфу (наприклад, на картах
масштабу 1:25000 такі відрізки розмічають через 0,4- 1,0 см, що
відповідає відстаням 100-250 м на місцевості). Рівновіддалені від
тальвегів точки з’єднують плавними кривими, які й являють собою ізолінії
віддалення від місцевих базисів денудації. Для унаочнення карти площі
між ізолініями доцільно зафарбовувати або штрихувати.

За такою самою методикою будуються і карти довжини ліній стоку, проте на
них віддалі вимірюються у зворотному напрямку — не від тальвегів, а від
вододільних ліній. Такі карти особливо зручні при вивченні інтенсивності
поверхневої ерозії (площинного змиву, яротворення тощо), а відтак
становлять великий інтерес для практиків землевпорядкування, екологів,
агрономів, меліораторів та фахівців інших галузей господарства.

Зважаючи на працемісткість картометричних побудов при виконанні описаних
вище робіт, на практиці дуже часто виконуються наближені обчислення, за
якими визначається так звана середня довжина схилів (І0сх,м ).
Наближеність оцінки середньої довжини схилу пов’язана з припущенням, що
основний тальвег проходить по центральній частині досліджуваного басейну
(в дійсності це буває дуже рідко), однак, як показують спеціальні
дослідження, подібні розрахунки цілком влаштовують практиків, особливо
при проведенні робіт на значних за розмірами площах.

При цьому

(Тут коефіцієнт 1000 вживається для переведення довжини схилів у метри,
оскільки і площа, і сумарна довжина тальвегів виражені у кілометровій
системі).

Картографування середньої довжини схилів здійснюється за елементарними
басейнами відповідного порядку. При цьому, в залежності від призначення
роботи, обираються ті чи інші інтервали, у межах яких відповідним
забарвленням або штриховкою показуються ареали поширення схилів
однакової довжини

3. Щільність розміщення форм рельєфу (западин, горбів, лійок тощо), яка
виступає теж як одна з важливих характеристик горизонтального
розчленування поверхні, може визначатися як в абсолютних, так і у
відносних показниках (коефіцієнтах), що відповідно визначаються за
виразами:

де N — кількість западин, горбів або інших нелінійних форм рельєфу на
досліджуваному водозборі з площею F, км2.

Наведені показники далеко не вичерпують всього розмаїття методів та
підходів до оцінки горизонтального розчленування рельєфу. Зокрема, слід
бодай побіжно згадати про оригінальні методи, запропоновані для
дрібномасштабного морфометричного картографування (тобто, для значних за
площею територій) В.Ченцовим, В. Черніним та іншими авторами (вони
достатньо повно висвітлені у спеціальних роботах, наприклад у
О.Спиридонова та ін.).

3. Ендогенні і екзогенні процеси

Процеси, що впливають на формування твердої оболонки Землі по своєму
положенню щодо її поверхні підрозділяються на ендогенні й екзогенні.
Ендогенні процеси протікають в умовах високих температур і тисків.
Гравітаційне поле Землі і сили обертання можуть впливати на форму
планети, викликати вертикальні і горизонтальні переміщення фрагментів
літосфери різної щільності, процеси діапіризму і т.д.

Для рельєфоутворення найбільше значення мають механічні рухи
літосфери, магматизм і метаморфізм. Один з найважливіших результатів —
формування первинних нерівностей твердої поверхні Землі — тектонічно
обумовлених підняттів і западин. Екзогенні процеси поділяються на 3
групи: вивітрювання, денудація (знос) і акумуляція (нагромадження).
Денудація й акумуляція по ефекті впливу на рельєф є що нівелюють.

Вплив сили ваги і сили обертання впливають на ряд екзогенних факторів .
Клімат Землі визначає генетичні типи екзогенних процесів і, почасти,
інтенсивність їхнього впливу на земну поверхню. Латеральні зміни клімату
визначаються положенням Землі щодо Сонця й утворять планетарну
кліматичну зональність.

Зміни клімату з висотою утворюють орокліматичну зональність, що
обумовлена ростом тектонічних підняттів і зміною температури атмосфери з
висотою. Велике рельєфоутворююче значення мають зміни клімату в часі.
Екзогенні фактори . Під екзогенними факторами розуміються процеси
рельєфоутворення , обумовлені вивітрюванням, денудацією й акумуляцією.

Вони генетично і причинно зв’язані з ендогенними факторами ,
приповерхнім гравітаційним полем Землі, її кліматом, а також впливом
Сонця і Місяці. Форми рельєфу, в утворенні яких головна роль належить
екзогенним процесам, називаються морфоскульптурами. Вивітрювання —
сполучення процесів руйнування гірських порід, що складають земну
поверхню під впливом зовнішніх оболонок і Сонця. Вони підготовляють
матеріал для подальші денудації й акумуляція .

Джерела енергії для процесів вивітрювання — енергія Сонця і
фізико-хімічний вплив атмосфери і гідросфери. Клімат визначає виборчий
розвиток основних генетичних типів вивітрювання і впливає на швидкість
їхнього плину. Денудація по загальному характері впливу — процес
зниження земної поверхні. Підрозділяється на загальну, чи площинну, і
лінійну, що розвивається вибірково. Акумуляція — процес підвищення
земної поверхні. Може бути регіональної і локальний.

Генетичні типи денудації й акумуляції залежать від фізико-географічної
обстановки; виникнення процесів, їх швидкість і тривалість цілком
відповідають джерелам енергії. Денудація й акумуляція протікають тільки
при наявності нерівностей земної поверхні і припиняються при їхньому
знищенні. У геоморфологічному аспекті ендогенні фактори породжують
нерівності земної поверхні, екзогенні фактори — нівелюють їх.

Від співвідношення ендогенних і екзогенних факторів залежить ступінь
вирівнювання. На поверхні суші, у епіконтинентальних морях, озерах,
ріках виділяються дві основні обстановки розвитку екзогенних процесів:
субаеральна (наземна) і субаквальна (підводна). У межах суші
розрізняються платформна й орогенная обстановки, що характеризуються
різним розвитком екзогенних процесів і корелятивних їм відкладень.

У платформних областях на великих площах з одноманітними орографічними і
кліматичними умовами кожний з генетичних типів екзогенних процесів
одержав самостійний і найбільш повний розвиток. Для орогенних областей
зі складним контрастним рельєфом в умовах орокліматичної зональності
характерний парагенез генетичних типів і їх мінливість у просторі.

Під ендогенними рельєфоутворюючими факторами розуміються процеси,
обумовлені внутрішнім розвитком літосфери і нерівності земної поверхні,
що створюють, в умовах приповерхнього гравітаційного полючи Землі і під
впливом її рухів у просторі. Структурні форми, виражені в рельєфі —
полігенні утворення, тому що завжди в різному ступені перекручені
екзогенними процесами. Джерела енергії ендогенних процесів
підрозділяються на : Зовнішні (космічні); Внутрішні (земні):

1) потенційна енергія маси Землі і створюваного нею гравітаційного
полючи; 2) енергія руху Землі; 3) енергія, виділювана Землею в процесі
розвитку планетарної матерії. По своєму впливі на земну поверхню
ендогенні фактори можуть бути підрозділені на статичні і динамічні.
Динамічні, чи активні, ендогенні фактори — загальні і приватні рухи
земної кори. Динаміка визначається напрямком, швидкістю і
нерівномірністю рухів у просторі і часі.

До основних статичних, чи пасивним, ендогенних факторів відносяться:
літолого-стратиграфічні умови і глибина денудаціонного зрізу. Деформація
порід — структурна форма (СФ) є як статичним, так і динамічним
фактором.

Велике значення має загальний характер рухів, особливо при розбіжності
знаків загальних і приватних вертикальних переміщень.

Статичні рельєфоутворюючі фактори . Глибина денудационного зрізу, що
сформувався до сучасної епохи в значній мірі визначає структурні і
литолого-стратиграфические умови. Виділяються денудационние зрізи 4-х
типів: I — у неущільнених недислокованих молодих відкладеннях
(формуються слабохолмистие поверхні вододілів, обмежені схилами
річкових долин);

II — в ущільнених недислокованих осадових породах з окремими шарами, що
бронюють, (рельєф плато і куест); III — в ущільнених дислокованих
осадових породах (височини, тотожні броньованим зводам і крилам); IV — у
магматичних і метаморфічних породах фундаменту (різноманітні форми
скелястих височин і ущелистих долин). Структурні і
литолого-стратиграфические умови.

Особливості будівлі структури визначають розмаїтість рельєфу при
динамічних факторах, що незмінюються . Стійкість порід і потужність
товщ. Стійкі осадові породи, відпрепаровані процесами селективної
денудації, утворять поверхні, що бронюють. Вони створюють форми, тотожні
тектонічним чи деформаціям їх окремим елементам. Гірські спорудження із
широким виходом на поверхню порід із приблизно рівною і значною
стійкістю утворять круті монотонні схили .

При чергуванні шарів порід різної стійкості значної і рівноцінної
потужності препаруються поверхні, що бронюють. При перевазі товщ
хитливих порід формується аструктурний нейтральний рельєф округлих
пагорбів, гряд і межгрядових долин. Кут падіння. В областях поширення
осадових порід визначає утворення денудационних форм, що виникають при
виборчому препарированни по-різному нахилених шарів, що бронюють: плато
— кут нахилу шару, що бронює — 0 — 2про;

куести — кут нахилу — до 10 — 12про; гряди (моноклинальние гребені) —
кут нахилу більш 12про; увігнуті плато і зводи утворяться, якщо в ядрі
складки виходять стійкі породи. Кутова незгода в умовах здіймання і
селективної денудації часто представляє границю між типами рельєфу
різного морфологічних. Морфологія мертвих складок. Морфологія замка і
його співвідношення з крилами.

Основними формами рельєфу, які утворюються в процесі денудації мертвих
складок, є їхні броньовані елементи: зводи — чи височини їхньої частини
— слабко увігнуті чи опуклі плато, і крила — системи броньованих гряд,
розділених межгрядовими зниженнями. Нахил осьової поверхні. У залежності
від її нахилу складчасті деформації можуть утворювати в рельєфі
симетричні й асиметричні форми. Морфологія мертвих розривів.

На ділянках мертвих розривів утворяться слабкі зони, часто
розроблювальні ріками. Височини маркірують розрив не у відповідності зі
знаком древніх рухів, а в залежності від стійкості порід, що складають
крила равриву.

Використана література:

Геоморфологія. Посібник / За ред. Костенко Н.П. – М., 1999.

Основи геології та геоморфології. – М., 1994.

Словник-довідник з геоморфології. – М., 2000.

Похожие записи