ИЗК СО РАН — Институт земной коры СО РАН

ИЗК СО РАН — Институт земной коры СО РАН — 2016

• Акулов Н.И., Валеев Р.Р. Особенности геологического строения Среднеботуобинского нефтегазоконденсатного месторождения // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 18. С. 3–13.
• Алексеев С. В., Алексеева Л. П., Алексеев В. Р., Кононов А. М., Шолохов П. А. Гидрогеологические условия поселка Листвянка // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 32-37.
• Алексеева Л. П., Алексеев С. В., Шолохов П. А., Оргильянов А. И., Кононов А. М. Качество подземных и поверхностных вод пади Крестовая (пос. Листвянка) // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 37. -43.
• Ашурков С.В., Саньков В.А., Серов М.А., Лукьянов П.Ю., Гриб Н.Н., Бордонский Г.С., Дембелов М.Г. Cовременные деформации Амурской плиты и окружающих структур по данным GPS измерений // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 11. С. 2059–2070. doi:10.15372/GiG2016110.
• Базарова Е.П., Кадебская О.И., Кононов А.М., Ущаповская З.Ф. Условия и особенности криогенного минералообразования в пещерах южной части складчатого обрамления Сибирской платформы (Западное Прибайкалье и Восточный Саян) // Вестник Пермского университета. Геология. 2016. Вып. 2 (31). С. 22–34.
• Базарова Е.П., Маркова Ю.Н., Золотарев К.В., Ракшун Я.В., Ущаповская З.Ф. Первые результаты геохимического исследования рыхлых отложений пещеры-рудника Кан-и-Гут методом РФА с использованием синхротронного излучения // Поверхность. Рентгеновские, синхротронные и нейтронные исследования. 2016. № 3. С. 109–112.
• Базалийский В.И., Песков С.А., Щетников А.А., Тютрин А.А. Ранненеолитический могильник Моты–Новая Шаманка в долине р. Иркут // Известия ИГУ. Серия: Геоархеология. Этнология. Антропология. – 2016. – Т.18. – С.
• Барышев Л.А., Ващенко В.А. Физико-геологическая модель преображенского горизонта и прогноз карбонатных коллекторов на Непском своде // Геофизика. 2016. № 3. С. 65–72.
• Безрукова Е.В., Щетников А.А., Кузьмин М.И., Шарова О.Г., Кулагина Н.В., Летунова П.П., Иванов Е.В., Крайнов М.А., Кербер Е.В., Филинов И.А., Левина О.В. Первые данные об изменении природной среды и климата Жомболокского вулканического района (Восточный Саян) в среднем-позднем голоцене // ДАН. 2016. Т. 468. № 3. С. 323–327. doi:10.7868/S0869565216150172.
• Бобров А.А. К вопросу о сейсмической активности и поле радона в Приольхонье (Западное Прибайкалье) // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 3 (56). С. 76–85. doi:10.21285/0130-108Х-2016-56-3-76-85.
• Борняков С.А., Мирошниченко А.И., Салко Д.В. Диагностика предсейсмогенного состояния структурно-неоднородных сред по данным деформационного мониторинга // ДАН. 2016. Т. 468. № 1. С. 84–87. doi:10.7868/S0869565216130156.
• Борняков С.А., Пантелеев И.А., Салко Д. В., Тарасова А.А. Экспериментальная проверка волнового характера реализации деформаций при пассивном механизме Байкальского рифтогенеза // Вопросы естествознания. 2016. № 4. С. 46–51.
• Борняков С.А., Пантелеев И.А., Тарасова А.А. Динамика внутриразломных деформационных волн (по результатам физического моделирования) // ДАН. 2016. Т. 471. № 6. С. 722-724.
• Борняков С.А., Пантелеев И.А., Тарасова А.А. Дискретно-волновая динамика деформаций в сдвиговой зоне: результаты физического моделирования // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 2. С. 289–302. doi:10.5800/GT-2016-7-2-0207.
• Борняков С.А., Салко Д.В. Инструментальная система деформационного мониторинга и ее апробация в кимберлитовом карьере // Физико-технические проблемы разработки полезных ископаемых. 2016. № 2. С. 172–178.
• Валекжанин В.И., Волошин А.И., Ахтямов А.Р., Кушнаренко Д.В., Кунаев Р.У., Грунин А.Н. Отложения гипса на Верхнечонском месторождении. Моделирование задавки ингибиторов в пласт // Экспозиция. Нефть Газ. 2016. Вып. 4 (50). С. 36–40.
• Васильчук Ю.К., Алексеев С.В., Аржанников С.Г., Алексеева Л.П., Аржанникова А.В., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н. Изотопный состав инъекционно-сегрегационной ледогрунтовой залежи в долине реки Сенца, Восточный Саян // ДАН. 2016. Т. 471, № 6. С. 697–702. doi:10.7868/S0869565216360226.
• Вахромеев А.Г., Сверкунов С.А., Ильин А.И., Поспеев А.В., Горлов И.В. Горно-геологические условия бурения рапопроявляющих зон с аномально высоким пластовым давлением в природных резервуарах кембрия на Ковыктинском газоконденсатном месторождении // Известия Сибирского отделения Секции науки о Земле Российской академии естественных наук. 2016. № 2 (55). С. 74–87. doi: 10.21285/0301-108Х-2016-55-2-74-87.
• Верхозина Е.В., Верхозина В.А., Верхотуров В.В., Анганова Е.В., Савилов Е.Д. Поиск штаммов-продуцентов эндонуклеаз рестрикции (рестриктаз) среди микроорганизмов оз. Байкал и их применение в экологических и биотехнологических исследованиях // Известия вузов.
  Прикладная химия и биотехнология. 2016. № 1 (16). С. 44–50.
• Верхозина Е.В., Верхозина В.А., Букин Ю. С. Применение дисперсионного и корреляционного методов анализа при исследовании антибиотикорезистентности микроорганизмов озера Байкал // Вода: химия и экология   2016. № 12. С. 67-73.
• Верхозина Е.В., Сафаров А.С., Макухин В.Л., Верхозина В.А. Влияние выбросов Ново-Иркутской ТЭЦ на загрязнение атмосферного воздуха г. Иркутска // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология, геокриология. 2016. № 1. С. 50–55.
• Вилор Н.В., Мироманов А.В., Толстой М.Ю., Вилор М.А., Бадминов П.С. Сейсмическая и геотермальная активность региональных разломов (Южное Прибайкалье, Восточная Сибирь) // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология, геокриология. 2016. № 2. С. 149–166.
• Вологина Е.Г., Штурм М., Калугин И.А., Дарьин А.В., Астахов А.С., Черняева Г.П., Колесник А.Н., Босин А.А. Реконструкция условий позднеголоценового осадконакопления по данным комплексного анализа колонки донных отложений Чукотского моря // ДАН. 2016. Т. 469. № 5. С. 597–601. doi:10.7868/S0869565216230237.
• Гилева Н.А., Радзиминович Я.Б., Середкина А.И., Мельникова В.И. Шаманское землетрясение 19 марта 2010 г. с Kp=13.6, Mw=5.3, I0=7 (Северное Прибайкалье) // Землетрясения Северной Евразии, 2010 год. Обнинск: ГС РАН, 2016. С. 326–335.
• Гладков А.А., Лунина О.В. База данных сейсмогенных источников юга Восточной Сибири на основе разработанной ГИС «ActiveTectonics» // Геоинформатика. 2016. № 4. С. 3-10.
• Гладкочуб Д.П. Доказано существование на Земле Сибирско-Американского континента // Природа. 2016. № 7. С. 79.
• Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов А.М., Писаревский С.А., Эрнст Р.Е., Станевич А.М. Мезопротерозойский мантийный плюм под северной частью Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2016. Т. 57, № 5. С. 856–873. doi:10.15372/GiG20160503.
• Горбунова Е.А., Шерман С.И. Вероятность сильных (М≥7.5) землетрясений в зонах разломов Центральной Азии (тектонофизический анализ) // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7, № 2. С. 303–314. doi:10.5800/GT-2016-7-2-0208.
• Горюнова О.И., Туркин Г.В., Новиков А.Г., Клементьев А.М. Новый стратифицированный объект раннего неолита на западном побережье озера Байкал: поселение Характа-1 // Известия Иркутского государственного университета. Серия Геоархеология. Этнология. Антропология. 2016. Т. 17. С. 55–73.
• Гриб Н.Н., Гриб Г.В., Имаев В.С., Терещенко М.В.  Изменение состояния массивов горных пород от импульсных нагрузок промышленных взрывов // Горный журнал. 2016.  N 10. С 31-34.  doi: dx.doi.org/10.17580/gzh.2016.10.05.
• Данилова Е.М., Несмелова М.Г. Влияние вторичных преобразований на изменение фильтрационно-емкостных свойств карбонатного трещинно-кавернозного коллектора на Юрубчено-Тохомском месторождении по комплексу геофизических данных и керна // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. 2016. № 2 (55). С. 66–73. doi:10.21285/0301-108Х-2016-55-2-66-73.
• Данилова Ю. В., Шумилова Т.Г., Майер Е., Данилов Б.С. Условия и механизм образования углеродных фаз в позднечетвертичных гейзеритах и травертинах Приольхонья и острова Ольхон (Байкальская рифтовая зона) // Петрология. 2016. Т. 24. № 1. С. 41–54. doi:10.7868/S0869590316010039.
• Деев Е.В., Турова И.В., Корженков А.М, Лужанский Д.В., Гладков А.С., Родкин М.В., Абдиева С.В., Мажейка И.В., Рогожин Е.А., Фортуна А.Б., Муралиев А.М., Чаримов Т.А., Юдахин А.С. Результаты палеосейсмологических исследований в Фзападной части Алабаш-Конгуренской внутригорной впадины (Южное Прииссыккулье, Кыргызстан) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 7. С. 1381–1392. doi:10.15372/GiG20160708.
• Дембелов М.Г., Башкуев Ю.Б., Лухнев А.В., Лухнева О.Ф., Саньков В.А. Влагосодержание тропосферы в Байкальском регионе по данным GPS измерений // Журнал радиоэлектроники. 2016. № 3. С. 1–5. http://jre.cplire.ru/jre/mar16/index.html (электронный журнал, ISSN 1684-1719).
• Джурик В.И., Серебренников С. П., Брыжак Е.В., Ескин А.Ю. Применение методов преломленных волн, сейсмических жесткостей и тонкослоистых сред для оценки неоднородности, и сейсмической опасности коренного обнажения горы Шаманка // IN SITU. 2016. № 4. С. 102–106.
• Джурик В.И., Серебренников С.П., Брыжак Е.В., Ескин А.Ю., Шагун А.Н. Районирование проявления прогнозной сейсмичности в пределах Танлу-Курского линеамента (Дальний Восток) // Тихоокеанская геология. 2016. Т. 35. № 5. С. 116–129.
• Джурик В.И., Серебренников С.П., Брыжак Е.В., Ескин А.Ю., Шагун А.Н. Определение зон разуплотнения и трещиноватости коренного обнажения горы Шаманка и оценка его сейсмической опасности // Науки о Земле. 2016. № 2. С. 98–115.
• Дмитриева Н.В, Летникова Е.Ф., Школьник С.И., Вишневская И.А., Каныгина, Н.А., Николаева М.С., Шарф И.В. Неопротерозойские метавулканогенно-осадочные породы боздакской серии Южного Улутау (Центральный Казахстан): изотопно-геохимические и геохронологические данные // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 11. С. 1969-1991.
• Добрынина А.А., Саньков В.А., Предеин П.А., Чечельницкий В.В., Тубанов Ц.А. Неоднородности поля затухания сейсмических волн на территории Южного Прибайкалья и Забайкалья // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 17. С. 46–63.
• Добрынина А.А., Саньков В.А., Чечельницкий В.В. Новые данные о затухании сейсмических волн в литосфере и верхней мантии северо-восточного фланга Байкальской рифтовой системы // ДАН. 2016. Т. 468. № 1. С. 88–92. doi:10.7868/S0869565216130168.
• Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Ванг Т., Гуо Л., Родионов Н.В., Демонтерова Е.И. Мезозойские гранитоиды в структуре Безымянного комплекса метаморфического ядра (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 11. С. 2015–2033. doi:10.15372/GiG20161105.
• Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Лепехина Е.Н. Возраст и источники палеопротерозойских дометаморфических гранитоидов Голоустенского блока Сибирского кратона: геодинамические следствия // Петрология. 2016. Т. 24. № 6. С. 587‒606. doi:10.7868/S0869590316050046.
• Емельянов В. С., Буддо И. В., Шарлов М. В., Мисюркеева Н. В., Поспеев А. В., Агафонов Ю. А. Оценка точности определения удельного электрического сопротивления оризонтов-коллекторов по электромагнитным данным // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 133-139.
• Ескин А.Ю., Джурик В.И., Серебренников С.П., Брыжак Е.В., Демин А.А. Геофизические исследования участка оползня в районе поселка Харанцы на острове Ольхон // Известия Сибирского отделения секции наук о земле Российской Академии Естественных Наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. — № 4. С. 43-49.
• Иванова В.В., Щетников А.А., Филинов И.А., Вещева С.В., Казанский А.Ю., Матасова Г.Г. Литолого-геохимические особенности отложений Усть-Одинского опорного разреза верхнего неоплейстоцена Иркутского амфитеатра Сибирской платформы // Литология. Полезные ископаемые. 2016. Т. 51. № 3. С. 215–232. doi:10. 7868/S0024497X16030022.
• Иванова Л.А., Шумилова Т.Г., Медведев В.Я., Марчук М.В., Исаенко С.И., Шевчук С.С. Экспериментальное моделирование процесса формирования самородного углерода из флюида в системе С–О–Н // ДАН. 2016. Т. 466. № 6. С. 704–706 doi:10.7868/S0869565216060165.
• Иванцов С.В., Быстрицкая Л.И., Краснолуцкий С.А., Лялюк К.П., Фролов А.О., Алексеев А.С. Среднеюрская континентальная биота и палеоландшафт местонахождения Дубинино (Шарыповский район, Красноярский край) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2016. Т. 24. № 5. С. 50–66. doi:10.7868/S0869592X16050033.
• Имаева Л.П., Имаев В.С., Козьмин Б.М. Динамика сейсмогенерирующих структур фронтальной зоны Колымо-Омолонского супертеррейна // Геотектоника. 2016. № 4. С. 3–21. doi:10.7868/S0016853X16040044.
• Имаева Л.П., Имаев В.С., Мельникова В.И., Козьмин Б.М. Новейшие структуры и тектонические режимы напряженно-деформированного состояния земной коры северо-восточного сектора Российской Арктики // Геотектоника. 2016. № 6. С. 3–22. doi:10.7868/S0016853X16060035.
• Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Имаев В.С., Гриб Н.Н. Сейсмогеодинамика зоны взаимодействия северо-восточного фланга Байкальского рифта и Алдано-Станового блока // Литосфера. 2016. № 3. С. 68–81.
• Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Имаев В.С., Маккей К.Г. Сейсмотектонические исследования плейстосейстовой области Илин-Тасского землетрясения с Ms=6.9 (северо-восток Якутии) // Физика Земли. 2016. № 6. С. 39–53. doi:10.7868/S0002333716050057.
• Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Имаев В.С., Мельникова В.И., Середкина А.И. Анализ современных тектонических режимов Лаптевоморского блока (Арктический сектор территории Якутии) // Отечественная геология. 2016. № 6. С. 85-91.
• Калинкина Н.В., Чертовских Е.О., Кунаев Р.У., Клюшин И.Г., Вахромеев А.Г., Алексеев С.В. Организация эффективной защиты скважин от солеотложений химическими методами на примере Верхнечонского нефтегазоконденсатного месторождения // Научно-Технический вестник «РОСНЕФТЬ». 2016. № 1 (42). С. 52–57.
• Карнаухова Г.А. Вещественный состав донных отложений в прибрежной зоне Иркутского водохранилища // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 17. С. 64–77.
• Карнаухова Г.А. Цикличность осадконакопления и физические свойства донных осадков в искусственных водоемах // ДАН. 2016. Т. 471. № 5. С. 567–570.
• Киселев А.И., Константинов К.М, Ярмолюк В.В., Иванов А.В. Чаро-Синский дайковый рой в структуре среднепалеозойской Вилюйской рифтовой системы // ДАН. 2016. Т. 471. № 2. С. 141–146. doi:10.7868/S0869565216320220.
• Клементьев А.М., Казаков Д.В., Осинцев А.В. Следы жизнедеятельности млекопитающих в пещере Ботовская (Верхняя Лена) // Байкальский зоологический журнал. 2016. № 1. С. 70–77.
• Ключевский А.В., Какоурова А.А. Имитационная базовая модель мигрирующей сейсмичности // Вестник Иркутского государственного технического университета. 2016. № 8 (115). С. 74–84. doi:10.21285/1814-3520-2016-8-74-84.
• Коновалов П.Б., Базаров Б.А., Миягашев Д.А., Клементьев А.М., Именохоев Н.В. Хуннская археология в Бурятии: новый этап исследований // Вестник БНЦ СО РАН. 2016. № 1. С. 9–26.
• Константинов К.М., Томшин М.Д., Ибрагимов Ш.З., Хузин М.З., Константинов И.К., Яковлев А.А., Артемова Е.В. Петро- и палеомагнитные исследования базальтов аппаинской свиты верхнего девона (Западная Якутия) // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 4. С. 593-623.
• Котов А.Б., Великославинский С.Д., Ковач В.П., Сорокин А.А., Сорокин А.П., Сковитина Т.М., Загорная Н.Ю., Ванг К.-Л., Чунг С.-Л., Джан Б.-М. Палеопротерозойский возраст зейской серии станового комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm-Nd изотопно-геохимических и U-Th-Pb-геохронологических (LA-ICP-MS) исследований // ДАН. 2016. Т. 471. № 5. С. 571–574.
• Лапердин В.К. Селевая опасность на участке Кодар-Леприндо Байкало-Амурской магистрали: причины, следствия, принципы защиты // Геориск. 2016. № 2. С. 24–29.
• Лапердин В.К., Рыбченко А.А. Оценочные параметры селеформирующих компонентов природной среды юга оз. Байкал // Устойчивое развитие горных территорий. 2016. Т. 8. № 1. С. 52–57.
• Лебедева М.А., Саньков В.А., Захаров А.И., Захарова Л.Н. Деформации земной поверхности вблизи трассы байкало-амурской железнодорожной магистрали по данным дифференциальной рса интерферометрии // Геодинамика и тектонофизика. 2016; 7(2). С. 315-328. DOI:10.5800/GT-2016-7-2-0209.
• Лебедева Е.В., Сковитина Т.М. Рельеф Эфиопии и антропогенное воздействие на рельефообразующие процессы // География и природные ресурсы. 2016. № 4. С.198-200.
• Леви К.Г., Козырева Е.А., Мирошниченко А.И. Моделирование инженерно-геологических и погодно-климатических изменений на территории Монголии // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 9-15.
• Леви К.Г., Мирошниченко А.И., Козырева Е.А., Лухнева О.Ф., Лухнев А.В., Воронин В.И. Погодно-климатические изменения в Байкало-Монгольском регионе: анализ и прогноз до 2050 г. // Известия Иркутского государственного университета. Серия Геоархеология, этнология, антропология. 2016. № 5. С. 28-37.
• Левина Е.А. Оперативная оценка распределения степени сейсмической опасности средствами ГИС // Геоинформатика. 2016. № 1. C. 3–8.
• Летников Ф.А. К проблеме термодинамического анализа эндогенных флюидных систем. XXI в. – смена парадигмы // ДАН. 2016. Т. 468. № 6. С. 671–673. doi:10.7868/S0869565216180195.
• Летников Ф.А., Нарсеев В.А. Алмазное месторождение Кумдыколь в Северном Казахстане // Геология и охрана недр. 2016. № 3 (60). С. 7–14.
• Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Летников Ф.А., Ветрова Н.И., Школьник С.И., Костицын Ю.А., Караковский Е.А., Резницкий Л.З., Каныгина Н.А. Осадочные комплексы чехла Дзабханского микроконтинента: различные бассейны седиментации и источники сноса // ДАН. 2016. Т. 470. № 5. С. 570–574. doi:10.7868/S0869565216290223.
• Летникова Е.Ф., Летников Ф.А., Школьник С.И., Черкашина Т. Ю., Резницкий Л.З., Вишневская И.А. Изотопная Nd-систематика венд-раннекембрийских осадочных руд северного сегмента Палеоазиатского океана // ДАН. 2016. Т. 466. № 1. С. 78–83. doi:10.7868/S0869565216010217.
• Лобкина В.А., Генсиоровский Ю.В., Ухова Н.Н. Геоэкологические проблемы участков, занятых снежными полигонами в городах (на примере г. Южно-Сахалинск) // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология, геокриология. 2016. № 6. С. 510–520.
• Лунина О.В. Цифровая карта разломов для плиоцен-четвертичного этапа развития земной коры Юга Восточной Сибири и сопредельной территории Северной Монголии // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 3. С. 407–434. doi:10.5800/GT-2016-7-3-0215.
• Лунина О.В., Гладков А.C., Афонькин А.М., Серебряков Е.В. Стиль деформаций в зоне динамического влияния Мондинского разлома по данным георадиолокации (Тункинская впадина, юг Восточной Сибири) // Геология и геофизика. 2016. № 9. С. 1616–1633. doi:10.15372/GiG20160902.
• Мазаева О.А., Рыбченко А.А., Козырева Е.А., Пеллинен В.А., Светлаков А.А., Тарасова Ю.С. Реконструкция развития долинно-балочной системы Мамонтов-Бараний (Братское водохранилище): первые результаты // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 16. С. 67–78.
• Мазукабзов А.М., Котов А.Б., Сковитина Т.М., Скляров Е.В., Ларин А.М. Происхождение Еликанского гранитогнейсового вала Западно-Станового террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса (результаты структурных исследований) // ДАН. 2016. Т. 467. № 2. С. 224–227. doi:10.7868/S0869565216080181.
• Макаров С.А., Рыжов Ю.В., Кобылкин Д.В., Рященко Т.Г. Формирование речных террас в условиях высокой сейсмичности // География и природные ресурсы. 2016. № 1. С. 103–110.
• Марчук М.В., Медведев В.Я., Иванова Л.А. Взаимодействие чароита с лампрофиром при различных флюидных режимах по результатам экспериментальных исследований // Известия Сибирского отделения секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 1 (54). С. 59–66.
• Мельникова В.И., Гилёва Н.А. (отв. сост.), Ландер А.В., Середкина А.И., Татомир Н.В. (сост.). Каталог механизмов очагов землетрясений Прибайкалья и Забайкалья за 2010 г. (N=34) // Землетрясения Северной Евразии, 2010 год. Обнинск: ГС РАН, 2016. (На CD).
• Мельникова В.И., Гилёва Н.А., Масальский О.К., Радзиминович Я.Б., Хритова М.А. Прибайкалье и Забайкалье // Землетрясения Северной Евразии, 2010 год. Обнинск: ГС РАН, 2016. С. 167–177.
• Мордвинова В.В., Кобелев М.М., Треусов А.В., Хритова М.А., Трынкова Д.С., Кобелева Е.А., Лухнева О.Ф. Глубинное строение переходной зоны Сибирская платформа – Центрально-Азиатский подвижный пояс по телесейсмическим данным // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 1. С. 85–103. doi:10.5800/GT-2016-7-1-0198.
• Мотова З.Л., Донская Т.В., Гладкочуб Д.П. Вещественный состав и реконструкция источников сноса позднедокембрийских терригенных пород оселковой серии (Бирюсинское Присаянье) // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 4. С. 625-649.
• Новиков А.Г., Новосельцева В.М., Клементьев А.М. Новые многослойные стоянки в бухте Ая на Байкале (по материалам раскопок 2014 г.) // Известия Иркутского государственного университета. Серия Геоархеология. Этнология. Антропология. 2016. Т. 15. С. 3–22.
• Пеллинен В.А., Черкашина Т.Ю., Пашкова Г.В., Густайтис М.А., Журкова И.С., Штельмах С.И., Пантеева С.В. Оценка экологического состояния почвенного покрова о. Ольхон (по экспериментальным данным) // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 16. С. 79–90.
• Парфеевец А. В., Саньков В. А., Дэмбэрэл С. Активные разломы бассейна рек Селенга, Орхон и Тола (Северная Монголия) // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 86-93.
• Поспеев А. В. Возможность оценки ресурсов углеводородов юга Сибирской платформы по электромагнитным данным // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 139-144.
• Поспеев А. В., Станевич А. М., Мазукабзов А. М., Вахромеев А. Г. Южное Прибайкалье полигон для изучения нефтегазоносности краевых прогибов юга Сибирской платформы // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 22-27.
• Радзиминович Я.Б., Середкина А.И., Мельникова В.И., Гилева Н.А. Землетрясение 22.07.2011 года (MW=4.5) в слабоактивном районе Приаргунья // Вопросы инженерной сейсмологии. 2016. Т. 43. № 4. С. 21–33.
• 90.  Рассказов С.В., Аило Ю., Сунь Йи-минь, Сие Чжэньхуа, Янг Чэнь, Чувашова И.С. Финальные извержения в центральной части Байкальской рифтовой системы в контексте вулканических cобытий Азии // Евразия в кайнозое. Стратиграфия, палеоэкология, культуры. 2016. Вып. 5. С. 19-27.
• 91.  Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Усольцева М.В., Руднева Н.А., Митькин Д.Ю., Федин А.Ю. Пирокластика как показатель поднятия Икатского хребта относительно Баргузинской впадины Байкальской рифтовой зоны // География и природные ресурсы. 2016. № 5. С. 117-127.
• Ревенко А.Г. Рентгенофлуоресцентный анализ (РФА) // Большая Российская энциклопедия. Т. 28. М., 2015. С. 401 (не вошла в отчет 2015 г.).
• Ревенко А.Г. Карманов Валерий Иванович (5.07.1941–19.08.2010 гг.). К 75-летию со дня рождения // Аналитика и контроль. 2016. Т. 20. № 3. С. 242–247. doi:10.15826/analitika.2016.20.3.005.
• Ревенко А.Г. Рецензия на книгу R. Klockenkaemper and A. von Bohlen “Total-reflection X-ray fluorescence analysis and related methods”, Second Edition. John Wiley & Sons Inc., New Jersey, 2015, 519 pp. ISBN 978-1-118-46027-6 // Аналитика и контроль. 2016. Т. 20. № 1. С. 62–66. doi:10.15826/analitika.2015.20.1.008.
• Резницкий Л.З., Скляров Е.В., Суворова Л.Ф., Бараш И.Г., Карманов Н.С. V-Cr-Nb-W-содержащий рутил из метаморфических пород слюдянского комплекса (Южное Прибайкалье) // Записки Российского минералогического общества. 2016. Ч. 145. № 4. С. 61–79.
• Резницкий Л.З., Скляров Е. В., Суворова Л.Ф., Канакин С.В., Карманов Н.С., Бараш И.Г. Ниобиевые рутилы из Cr-V-содержащих метаморфических пород Слюдянского комплекса (Южное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 12. C. 2178-2191.
• Ружич В.В., Кочарян Г.Г., Левина Е.А. Оценка геодинамического влияния зон коллизии и субдукции на сейсмотектонический режим Байкальского рифта // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 3. С. 383–406. doi:10.5800/GT-2016-7-3-0214.
• Ружич В.В., Псахье С.Г., Черных Е.Н., Шилько Е.В., Левина Е.А. Байкальский ледяной покров как блочный структурный объект для физического моделирования геодинамических процессов в литосфере // Физическая мезомеханика. 2016. № 6. С. 41-53.
• Рященко Т.Г. Лессовый пролювий Забайкалья: литология, микроструктура, свойства (на примере опорного разреза «Десятниково») // Известия Сибирского отделения секции наук о Земле Российской академии естественных наук. 2016. № 3. С. 57–68. doi:10.21285/0130-108Х-2016-56-3-57-68.
• Рященко Т.Г., Пеллинен В.А. Параметры микроструктуры пещерных глинистых отложенй и палеоген-неогеновых глин (сравнительный анализ) // Отечественная геология. 2016. № 1. С. 53–61.
• Рященко Т.Г., Тирских С.А. Определение пластичности глинистых и лессовых грунтов: оценка расчетного метода и рекомендации // Инженерные изыскания. 2016. № 8. С. 10–14.
• Рященко Т.Г., Ухова Н.Н., Штельмах С.И. Песчано-глинистые отложения пещеры Горомэ: состав, микроструктура и свойства // Отечественная геология. 2016. № 4. С. 63–68.
• Савельева В.Б., Базарова Е.П., Хромова Е.А., Канакин С.В. Фториды и фторкарбонаты в породах катугинского комплекса (Восточная Сибирь) как индикаторы геохимических условий минералообразования // Записки Российского минералогического общества. 2016. Ч. 145. № 2. С. 1–19.
• Савельева В.Б., Данилова Ю.В., Базарова Е.П., Иванов А.В., Каменецкий В.С. Карбонатитовый магматизм южной части Сибирского кратона 1 млрд. лет назад – свидетельство начала раскола Лавразии в раннем неопротерозое // ДАН. 2016. Т. 471. № 3. С. 330–333. doi:10.7868/S0869565216330215.
• Савельева В.Б., Демонтерова Е.И., Данилова Ю.В., Базарова Е.П., Иванов А.В., Каменецкий В.С. Новый карбонатитовый комплекс в Западном Прибайкалье (юг Сибирского кратона): минеральный состав, возраст, геохимия и петрогенезис // Петрология. 2016. Т. 24. № 3. С. 292–324. doi:10.7868/S0869590316030067.
• Сверкунов С.А. Алгоритм первичного вскрытия сложного кавернозно-трещинного карбонатного нефтегазонасыщенного пласта горизонтальным стволом большой протяженности с комбинированным регулируемым давлением // Территория. НЕФТЕГАЗ. 2016. № 3. С. 66–71.
• Сверкунов С.А., Вахромеев А.Г., Сираев Р.У. Первые признаки газопроявлений при бурении горизонтальных стволов в условиях сильнотрещиноватого кавернозного карбонатного коллектора // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 1 (54). С. 90–95.
• Семинский К.Ж., Дэмбэрэл С., Бобров А.А., Мунгунсурен Д., Борняков С.А., Турутанов Е.Х. Стиль современного разломообразования в окрестностях г. Улаанбаатар (Монголия) // География и природные ресурсы. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 76-81.
• Семинский К.Ж., Зарипов Р.М. Нарушенность скального массива и поле удельного электрического сопротивления в близповерхностной части земной коры тектонически активных регионов (на примере Западного Прибайкалья) // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 4 (57). C. 30-42
• Семинский К.Ж., Зарипов Р.М., Оленченко В.В. Тектонофизический подход к интерпретации данных малоглубинной электротомографии разломных зон // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 9. С. 1715–1729. doi:10.15372/GiG20160910.
• Семинский К.Ж., Семинский А.К. Радон в подземных водах Прибайкалья и Забайкалья: пространственно-временные вариации // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 3. С. 477–493. doi:10.5800/GT-2016-7-3-0218.
• Серебренников С.П., Джурик В.И., Брыжак Е.В., Батсайхан Ц. Изучение и прогноз сейсмических воздействий в зонах распространения мерзлых грунтов Монголии // The scientific heritage. 2016. Т. 1. № 2 (2). С. 76–80.
• Серебряков Е.В., Гладков А.С., Кошкарев Д.А., Потехина И.А. Новые данные о разломно-блоковой структуре участка локализации кимберлитовой трубки “Ботуобинская (Якутская алмазоносная провинция) // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 1 (54). С. 20–32.
• Серебренников С.П., Джурик В.И., Ескин А.Ю., Брыжак Е.В. Методика оценки сейсмической опасности земляных плотин при сильных землетрясениях // Интерактивная наука. – 2016. — №9.- С.18-21.
• Середкина А.И., Гилева Н.А. Зависимость между моментной магнитудой и энергетическим классом для землетрясений Прибайкалья и Забайкалья // Сейсмические приборы. 2016. Т. 52. № 2. С. 29–38.
• Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Котов А.Б., Старикова А.Е., Шарыгин В.В, Великославинский С.Д., Ларин А.М., Мазукабзов А.М., Толмачева Е.В., Хромова Е.А. Генезис Катугинского редкометального месторождения: магматизм против метасоматоза // Тихоокеанская геология. 2016. T. 35. № 3. С. 9–22.
• Скляров Е.В., Карякин Ю.В., Карманов Н.С., Толстых Н.Д. Минералы платиноидов в долеритах о. Земля Александры (Архипелаг Земля Франца Иосифа) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 1058–1067. doi:10.15372/GiG20160514.
• Скляров Е.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Кузьмичев А.Б., Лавренчук А.В., Переляев В.И., Щипанский А.А. Бониниты в офиолитовых комплексах: развитие представлений об их соотношениях и петрогенезисе // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 163–180. doi:10.15372/GiG20160109.
• Скузоватов С.Ю., Скляров Е.В., Шацкий В.С., Ванг К.-Л., Куликова К.В. Возраст метаморфизма и природа протолита гранулитов Южно-Муйской глыбы (Байкало-Муйский складчатый пояс) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 3. С. 575–591. doi:10.15372/GiG20160307.
• Смекалин О.П., Чипизубов А.В., Имаев В.С. Сейсмогеология Верхнекеруленской впадины (Хэнтей, Северная Монголия) // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 1. С. 39–57. doi:10.5800/GT-2016-7-1-0196.
• Смирнов А.С., Горлов И.В., Яицкий Н.Н., Горский О.М., Игнатьев С.Ф., Поспеев А.В., Вахромеев А.Г., Агафонов Ю.А., Буддо И.В. Интеграция геолого-геофизических данных – путь к созданию достоверной модели Ковыктинского газоконденсатного месторождения // Геология нефти и газа. 2016. № 2. С. 56–66.
• Смирнов А.С., Горлов И.В., Яицкий Н.Н., Горский О.М., Игнатьев С.Ф., Поспеев А.В., Вахромеев А.Г., Агафонов Ю.А., Буддо И.В. Интеграция геолого-геофизических данных – путь к созданию достоверной модели Ковыктинского газоконденсатного месторождения // Геология нефти и газа. 2016. № 2. С. 56–66.
• Соколова Т.С., Данилов Б.С., Дорогокупец П.И. Генетические особенности чароита и тинаксита по данным термодинамического моделирования высокотемпературных реакций разложения // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 1 (54). С. 50–58.
• Суворова Д.С. Худоногова Е.В., Ревенко А.Г. Разработка методики рентгенофлуоресцентного определения содержаний Ga, Hf и Ta в редкоземельных рудах // Аналитика и контроль. 2016. Т. 20, № 4. Doi: 10.15826/analitika.2016.20.4.009. С. 344-354.
• Сургутанова Е.А., Агашев А.М., Демонтерова Е.И., Головин А.В., Похиленко Н.П. Состав Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем в ксенолитах деформированных перидотитов из трубки Удачная // ДАН. 2016. Т. 471. № 3. Р. 340–343. doi:10.7868/S0869565216330240.
• Сутурин А.Н., Чебыкин Е.П., Мальник В.В., Ханаев И.В., Минаев А.В., Минаев В.В. Роль антропогенных факторов в развитии экологического стресса в литорали оз. Байкал (акватория пос. Листвянка) // География и природные ресурсы. 2016. Спецвыпуск. 2016. № 6. С. 43-55.
• Татаринов А.В., Яловик Л.И., Ванин В.А. Сферические микрочастицы из золоторудных кварцевых жил Ирокиндинского месторождения (Западное Забайкалье) // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 4. С. 651-662.
• Тетенькин А.В., Семин М.Ю., Кустов М.С., Клементьев А.М., Стерхова И.В. Новое геоархеологическое местонахождение эпохи палеолита – Трилиссера-I // Известия лаборатории древних технологий. 2016. Вып. 3 (20). С. 9–21.
• Фролов А.О., Мащук И.М. Первая находка папоротника Cladophlebis kanskiensis Kost. в среднеюрских отложениях Иркутского угольного бассейна (Восточная Сибирь, Россия) // Известия Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2016. Т. 16. С. 128–136.
• Фролов А.О., Мащук И.М. Редкие хвойные из среднеюрских отложений Иркутского угольного бассейна (Восточная Сибирь, Россия) // Известия Иркутского государственного университета. Серия Биология. Экология. 2016. Т. 15. С. 25–36.
• Фролов А.О., Мащук И.М. Реконструкция среднеюрской растительности Иркутского угольного бассейна // География и природные ресурсы. 2016. № 4. С. 91-104.
• Фролов А.О., Мащук И.М. Эволюция юрской растительности Иркутского угольного бассейна (Восточная Сибирь) на фоне палеогеографического развития региона // Евразия в кайнозое. Стратиграфия, палеоэкология, культуры. 2016. Вып. 5. С.9-19.
• Хубанова А.М., Клементьев А.М., Хубанов В.Б., Посохов В.Ф., Мурзинцева А.Е. Первые данные об изотопном составе углерода и азота в костных остатках Coelodonta antiquitatis из поздненеоплейстоценовых археологических комплексов Хотык и Каменка Западного Забайкалья // Динамика окружающей среды и глобальные изменения климата. Т. 7. № 1. С. 163–169.
• Хубанова А. М., Клементьев А. М., Хубанов В. Б., Посохов В. Ф., Панов В. С., Мурзинцева А. Е. Эколого-ландшафтные условия обитания Coelodonta antiquitatis в позднем неоплейстоцене Западного Забайкалья (геоархеологические комплексы Хотык и Каменка) // Евразия в кайнозое. Стратиграфия, палеоэкология, культуры. № 5. С. 43-48.
• Черемных А.С. Морфоструктурные и тектонофизические особенности разломных зон, формирующихся в обстановке сдвига и растяжения (результаты физического моделирования) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 9. С. 1730–1744. doi:10. 15372/GiG20160911.
• Черных Е.Н., Чечельницкий В.В. Прогноз реакции Северомуйского тоннеля на сильные землетрясения // Инженерная защита. 2016. № 4. С. 58–70.
• Чипизубов А.В. Проблемные исторические землетрясения Прибайкалья // Вопросы инженерной сейсмологии. 2016. Т. 43. № 2. С. 53–72.
• Чувашова И.С., Рассказов С.В., Ясныгина Т.А., Руднева Н.А. Активизация и прекращение позднекайнозойского растяжения в литосфере краевой части Байкальской рифтовой зоны: смена источников вулканизма на Витимском плоскогорье // Вулканология и сейсмология. 2016. № 6. С. 121-132
• Шенькман Б.М. Свирский отвал арсенопиритового концентрата и его влияние на водные объекты // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология, геокриология. 2016. № 2. С. 121–132.
• Шерман С.И. Тектонофизические признаки формирования очагов сильных землетрясений в сейсмических зонах Центральной Азии // Геодинамика и тектонофизика. 2016. Т. 7. № 4. С. 495-512.
• Шерман С. И., Сорокин А.П. Первичная делимость протолитосферы и современная тектоническая делимость блоков литосферы: новые реконструкции // ДАН. 2016. Т. 470. № 4. С. 440–444. doi:10.7868/S0869565216280197.
• Школьник С.И., Летников Ф.А., Страховенко В.Д., Летникова А.Ф. Роль биогеннного и вулканогенного факторов в формировании железомарганцевых конкреций о. Ольхон (оз.Байкал) // ДАН. 2016. Т. 471. № 3. С. 344–349. doi:10.7868/S0869565216330239.
• Школьник С.И., Станевич А.М., Резницкий Л.З., Савельева В.Б. Новые данные о строении и временном диапазоне формирования Хамардабанского террейна: свидетельства U-Pb LA-ICP-MS датирования цирконов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2016. Т. 24. № 1. С. 23–43. doi:10.7868/S0869592X15060095.
• Щетников А.А. Морфотектоника Юго-Западного Прибайкалья и Прихубсугулья // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2016. № 3 (56). С. 57–66. doi:10.21285/0130-108Х-2016-56-3-134-143.
• Щетников А.А. Обращенные морфоструктуры Тункинского рифта (Байкальская рифтовая зона) // Ceteris Paribus. 2016. № 3. С. 77–79.
• Щетников А.А., Безрукова Е.В., Филинов И.А., Иванов Е.В., Кербер Е.В. Озерный морфолитогенез в Долине вулканов (Восточный Саян) // География и природные ресурсы. 2016. № 3. С. 37–48.
• Dorogokupets P.I., Sokolova T.S., Dymshits A.M., Litasov K.D. 2016. Thermodynamic properties of rock-forming oxides, α-Al2O3, Cr2O3, α-Fe2O3, and Fe3O4 at high temperatures and pressures // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 3. С. 459–476. doi:10.5800/GT-2016-7-3-0217.
• Gladkov A.S., Koshkarev D.A., Cheremnykh A.V., João F., Karpenko M.A., Marchuk M.V., Potekhina I.A. Structural-compositional model of the Nyurbinskaya kimberlite pipe formation (Sredne-Markha area of the Yakutian diamondiferous province) // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7, № 3. P. 435–458. doi:10.5800/GT-2016-7-3-0216.
• Kadetova A.V., Rybchenko A.A., Kozyreva E.A., Tie Y., Ni H. Debris flow event of 2014 and its impact on the accumulation of the solid fraction in the Kyngarga River channel, Tunka valley, Southwestern Cisbaikalia, Russia // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 2. P. 329–335. doi:10.5800/GT-2016-7-2-0210.
• Kiselev A.I., Kochnev B.B., Yarmolyuk V.V., Rogov V.I., Egorov K.N. The Early Paleozoic basite magmatism in the Northeastern Siberian craton // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 2. P. 233–250. doi:10.5800/GT-2016-7-2-0204.
• Lebedeva M.A., Sankov V.A., Zakharov A.I., Zakharova L.N. Surface deformations near the Baikal-Amur raiway from differential SAR interferometry data // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 2. P. 315–328. doi:10.5800/GT-2016-7-2-0209.
• Lukhneva O.F., Dembelov M.G., Lukhnev A.V. The determination of atmospheric water content from meteorological and GPS data // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 4. P. 545-553.
• Marchuk M.V., Medvedev V.Y., Ivanova L.A., Sokolova T.S., Danilov B.S., Gladkochub D.P. Charoite. Experimental studies // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 1. С. 105–118. doi:10.5800/GT-2016-7-1-0199.
• Radziminovich N.A., Bayar G., Miroshnichenko A.I., Demberel S., Ulziibat M., Ganzorig D., Lukhnev A.V. Focal mechanisms of earthquakes and stress field of the crust in Mongolia and its surroundings // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 1. Р. 23–38. doi:10.5800/GT-2016-7-1-0195.
• Rasskazov S.V., Chuvashova I.S., Sun Yi-min, Yang Chen, Xie Zhenhua, Yasnygina T.А., Saranina E.V., Zhengxing Fang. Sources of Quaternary potassic volcanic rocks from Wudalianchi, China: Control by transtension at the lithosphere–asthenosphere boundary layer // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 4. P. 555-592.
• Tarasova Yu.I., Sotskaya О.T., Skuzovatov S.Yu., Vanin V.A., Kulikova Z.I., Budyak A. E. Mineralogical and geochemical evidence for multi-stage formation of the Chertovo Koryto deposit // Geodynamics & Tectonophysics. 2016. V. 7. № 4. P. 663-677.
• Skvortsov V.A., Rogova V.P. Formation conditions for rich gold deposits // Научный обозреватель. 2016. № 6 (66). С. 53–58.

 

Пластовые воды — Что такое Пластовые воды?

Пластовые воды – обычные спутники нефтяных и газовых месторождений.
Они встречаются в пластах-коллекторах, которыми контролируются нефтяные и газовые залежи, или образуют самостоятельные чисто водоносные пласты.
В 1^м случае вода занимает пониженные части пластов – коллекторов, подстилая залежи нефти и газа.
Во 2^м случае водоносные пласты не имеют связи с залежами и располагаются выше и ниже продуктивных.

По своей генетической природе воды месторождений делятся на несколько форм:

• остаточные или молекулярно-связанные воды, обволакивающие минеральные частицы пород, адсорбированные в капиллярных и субкапиллярных пустотах нефтяного пласта;
• седиментационные воды – воды, залегающие в пласте с момента отложения осадка, т. е. синхронные времени формирования самой породы;
• инфильтрационные воды, т.е. проникшие в пласт извне за счет подпитки атмосферными осадками, водами рек, озер и морей. Области питания находятся в горах на значительном удалении от глубоко погребенных водонефтяных пластов. Эти пласты в горных системах обнажены и подвержены любым атмосферным явлениям, в т.ч. и проникновению поверхностных вод в пласты – коллекторы;
• элизионные воды – воды, попадающие в пласт-коллектор путем выжимания поровых вод из уплотняющихся осадков, в т.ч. неколлекторов за счет роста геостатического давления или тектонических напряжений;
• воды технические или искусственные, специально закачиваемые в пласт для поддержания пластового давления и более полного вытеснения нефти водой.

В промысловом деле воды нефтяных и газовых месторождений делятся на 2 вида:

• пластовые напорные,
• технические.

Среди подземных вод особое место занимают ненапорные грунтовые воды, которые в отличие от пластовых являются пресными или слабо минерализованными.
Они имеют распространение лишь в приповерхностных слоях земной коры выше первого водоупорного горизонта.

Пластовые напорные воды по отношению к нефтеносному пласту подразделяются на следующие виды:

• краевые – занимают пониженные части пласта и подпирают нефтяную залежь по внутреннему и внешнему контурам, образующим в плане кольцеобразную форму;
• подошвенные – подпирают залежь по всей ее площади, включая и сводовую часть, образуя сплошное зеркало ВНК или ГВК;
• промежуточные – залегают внутри нефтеносного пласта или между пластами, объединенными в один эксплуатационный объект;
• верхние – приурочены к чисто водоносным пластам, не зависимым от продуктивных и залегающим выше последних;
• нижние – приурочены к чисто водоносным пластам, не зависимым от продуктивных и залегающим ниже последних;
• воды тектонических трещин – циркулируют по плоскостям разломов из высоконапорных (как правило, более глубоко залегающих) в низконапорные. Способны обводнять головные участки нефтеносных пластов, оттесняя нефть со сводовых частей залежи к крыльевым периферическим зонам.

Земные пласты | Umeda.ru

Земля сформировалась 4,5 миллиарда лет назад. Имея внутри горячее ядро, она выбрасывает этот жар через жерла 40 000 вулканов. Многие извержения происходят под водой и потому остаются незамеченными. А вот наземные вулканы отмечены в истории своей разрушительной силой. Магма заставляет земные пласты смещаться. Горные цепи растут, возникают океаны, континенты перемещаются, но так медленно, что эти все изменения кажутся незаметным. Но это движение порождает вулканы которые не заметить куда сложнее.

Строение Земли. По своей форме Земля напоминает яйцо, которое состоит из многих слоев. В его центре подобно желтку расположено металлическое малое ядро, состоящее из никеля и железа, температура которого составляет 5000 С. Оно словно белком окружено мантией из полужидкой горной породы, которая называется перидотитом. Этот слой покрыт земной корой (наподобие скорлупы), толщиной всего 30 километров. Температура повышается от земной коры к ее ядру. Земля выбрасывает раскаленное вещество через жерла вулканов, а иначе бы она взорвалась.

Гигантский паззл. 200 миллионов лет назад на Земле был лишь один континент, Пангея, с одним океаном (Панталасса). Мало-помалу, континенты отделялись друг от друга, возникали новые океаны с морями. Поверхность Земли разломилась, на части паззла, называемые тектоническими плитами. Состоящие из земной коры и части мантии, называемой литосферой, они продолжают взаимно двигаться, словно льдины в море. На одной плите может находится и континент, и океан. Например, на южноамериканской плите находится Южная Америка и часть Атлантического океана.

Движение мантии. Если поставить на огонь кастрюлю, вода в ней не неподвижна. Вода внизу кастрюли нагревается быстрее и поднимается на поверхность, где она опять остывает и опускается вниз. В земной коре происходят схожие процессы. Части горной мантии поднимаются вверх на несколько сантиметров. Потом они охлаждаются и опять опускаются. Благодаря этому движению, называемому конвекцией, тектонические плиты перемещаются на несколько сантиметров в год. Это также служит причиной появления вулканов.

Два удаляющихся земных пласта. Океаны покрывают наиболее длинную горную цепь в мире. Находящаяся на глубине 3 000 м и высотой 1 500 м, эта горная цепь длиной 65 000 км. Она пересекает Атлантический, Тихий и Индийский океаны и выходит на поверхность у берегов Исландии. Этот срединно-океанический хребет возник на границе тектонических пластов. Посреди этих вершин простирается равнина, так называемая рифтовая впадина. Магма поднимается из недр Земли сквозь разрывы и прокладывает себе дорогу в этом разломе. Когда она остывает, она раздвигает пласты и увеличивает площадь океана. Этот процесс называется вулканической аккрецией. В водах Атлантического океана раздвижение проходит медленно, по 2 см в год, а в водах Тихого океана этот процесс гораздо более быстрый, по 20 см в год (скорость роста ногтей у человека).

Столкновение двух земных зепластов. Однако Земля не увеличивается в объеме. Когда пласты раздвигаются в одном месте, то в другом, за тысячи километров от первого, они сталкиваются с невероятной силой. Вот тогда поверхность ее покрывается складками, и возникают горные массивы, такие как, например, Гималаи или Альпы. Но если вес одного из пластов меньше, чем вес второго, то наибольший пласт заходит под наименьший. Например, пласт, который несет на себе океан, заходит под пласт континента. В зоне этого контакта происходят землетрясения. Под воздействием силы столкновения горы плавятся и образуют магму. Когда она поднимается наверх, происходит извержение. Такой процесс называется вулканизмом субдукции. Вулканы Кордильеры в Андах родились именно так.

Вулканы на «горячих» точках. Некоторые вулканы, например на Гавайских островах, необязательно располагаются на стыке тектонических пластов. Их называют «горячими» точками. Плавящаяся порода находится на глубине 2 900 км от поверхности. Она достаточно горяча для того, чтобы прожечь, подобно газовой сварке, земную кору на континентах, а еще легче – в океанах. Извержение за извержением порождают подводный вулкан. Если он растет, образуется остров. Он продолжает движение вместе с тектоническим пластом, и в конце концов вновь погружается в воду. Тем временем «горелка» продолжает действовать в той же точке. Она продолжает регулярно прожигать плиту, создавая вулканические цепи. Гавайский архипелаг и его продолжение, подводный хребет Императорский из 107 затонувших островов образуют гирлянду длиной в 6 000 км.

Атоллы. Возникшие таким образом в тропических морях острова окружены кораллами (микроскопическими морскими животными, живущими в колониях). Тысячелетиями остров дрейфует вместе с тектонической плитой, постепенно уходя под воду. У кораллового рифа есть время, чтобы отстроить новые и новые кольца, окружающее старое. Так возникает барьерный риф. Когда остров тонет, на поверхности воды остается только он. Так появляется атолл.

Черные курильщики. Это оказалось фантастическим спектаклем для геологов. В 1979 году они обнаружили странные черные клубы, поднимавшиеся со дна океана. Со дна под давлением вырывалась смесь воды и пара нагретая до 350 С. В ней, в распыленном состоянии содержались частички окислов железа и марганца, что делало ее похожей на клубы дыма. Постепенно эти источники строят нечто похожее на трубы, поэтому их и назвали «черными курильщиками». Что удивительно, рыба и другие обитатели моря живут в непосредственной близости с ними.

Откуда берется магма. Магма зарождается на глубине около 100 км. Она рождается из мантии, преимущественно состоящей из скальной породы. При погружении океанического пласта под континентальный (в зонах субдукции) горная порода, формирующая ее, высвобождает воду. Благодаря присутствию воды температура, при которой плавится горная порода, падает. Происходит частичное плавление горной породы и появление магмы. Под срединно-океаническими хребтами происходит схожий процесс. Но в данном случае давление ниже. В этом случае магма поднимается вдоль разломов земной коры, поскольку ее вес гораздо меньше, чем вес окружающих ее скал. В случае, если магма не находит себе выхода, она начинает накапливаться в магматической камере. Здесь происходит изменение ее химического состава, она начинает насыщаться газами. Под действием давления резервуар начинает вздуваться. В тот момент, когда в камеру из мантии поступает дополнительная порция магмы, происходит извержение.

Строение Земли. Земная кора и литосфера

Наука, изучающая внутреннее строение, состав и историю развития Земли, называется геологией. В переводе с греческого «геология» означает «наука о Земле». Но если сказать точнее, то геология изучает не всю Землю, а только земную кору – самый верхний слой нашей планеты. До более глубоких слоев человек пока еще не добрался и все знания о них строятся на основе данных, полученных косвенным путем. Например – при помощи сейсмического метода исследования (сейсморазведки), который основан на регистрации искусственно созданных упругих волн. Распространяясь в какой-либо среде, например – в недрах планеты, упругие волны изменяются и по этим изменениям можно делать выводы о среде, через которую проходили волны. Но ни один косвенный метод, насколько бы точным и информативным он ни был, не может заменить непосредственного изучения вещества или предмета. Но получить образцы веществ из глубоких недр Земли человечество пока еще не в силах. На сегодняшний день самым глубоким вторжением человека в земную кору является Кольская экспериментальная сверхглубокая скважина, находящаяся в Мурманской области близ города Заполярный. Глубина скважины составляет 12 262 метра (более 12 километров!). Бурили такую глубокую скважину более 20 лет, правда с небольшими перерывами.

Полярный радиус Земли равен 6 356 863 м, а экваториальный радиус – 6 378 245 м. Вспомните, что Земля имеет форму эллипсоида. Полярный радиус – малая полуось этого эллипсоида, а экваториальный – большая. Средний же радиус Земли считается равным 6 371 302 м. Если мы разделим это число на глубину Кольской скважины, то получим примерно 520. То есть на сегодняшний день человек смог проникнуть в недра Земли только на одну пятьсотдвадцатую или на 0,2 %.

Вот интересный факт, показывающий как опытным путем опровергаются умозаключения, сделанные на основе косвенных данных. При изучении образцов пород, полученных из Кольской скважины, не было установлено границы раздела между гранитным и базальтовым слоями земной коры, хотя по косвенным данным она должна была быть.

В чем заключается главная особенность нашей планеты как физического тела?

В том, что Земля неоднородна. Ее состав, а значит – и физические свойства, изменяются от поверхности к центру. Причем изменяются весьма существенно – от твердой земной коры до раскаленной массы ядра.

Планета Земля образовалась около 4,5 миллиардов лет назад из газов и пыли, оставшихся от образования Солнца. Собственно из этих «остатков» образовались все планеты Солнечной системы. Большая часть Земли находилась в жидком расплавленном состоянии, но постепенно планета остыла и образовала твердую кору.

Обратите внимание! Считается, что от поверхности к центру Земли возрастает не только температура недр, но и плотность образующего их вещества.

С внутренним строением Земли мы ознакомились в общих чертах, когда говорили о географической оболочке. Теперь давайте углубим это знакомство. На ядре Земли останавливаться не будем, поскольку о нем было сказано достаточно. Поговорим подробнее о мантии и земной коре.

Мантия Земли, расположенная между земной корой и ядром, занимает более 80 % объема планеты. Как и внутреннее ядро Земли мантия состоит из раскаленного, но твердого расплава. Удивительно – как при температурах от 500–900 °C (у границы мантии с корой) до 4000 °C и выше (у границы мантии с ядром) вещества могут находиться в твердом агрегатном состоянии? И почему внутренняя часть ядра, наиболее глубокая и наиболее горячая часть планеты, твердая, а не жидкая? Такой «парадокс» объясняется высокой плотностью вещества. Земная кора, несмотря на свою относительно малую толщину, очень крепка и оказывает сильное давление на низлежащие слои.

Мантию Земли разделяют на нижнюю и верхнюю. В верхней мантии, около границы с земной корой, есть слой астеносферы, в котором вещество находится в вязком, пластичном состоянии. Название «астеносфера» переводится с греческого как «податливая сфера».

Литосфера и астеносфера

Обратите внимание! Астеносфера расположена вблизи земной коры, но не граничит с ней. От коры астеносферу отделяет твердый слой мантии.

Верхний твердый слой мантии, расположенный над астеносферой, вместе с земной корой составляют литосферу. «Литос» в переводе с греческого означает «камень». Литосфера – это твердая оболочка Земли.

Сверху литосфера ограничена атмосферой, а снизу – астеносферой.

Различают два типа литосферы: океаническую литосферу и материковую литосферу.

Океаническая литосфера связана с немного плотнее континентальной литосферы, а материковая литосфера, гораздо толще океанической (точно так же и земная кора толще на материках).

Толщина океанической литосферы от 50 до 100 км, а толщина материковой литосферы доходит до 200 км и выше.

Литосфера представляет собой не единое целое, а совокупность отдельных плит огромного размера, которые называются литосферными плитами.

Существует 13 крупнейших литосферных плит, которые покрывают более 90 % поверхности нашей планеты и несколько десятков мелких. Плиты не спаяны между собой, а соединены своими неровными краями. Условно это соединение плит можно сравнить с зубчатым соединением столярных деталей.

Благодаря отсутствию жесткого соединения, литосферные плиты находятся в постоянном и медленном движении. Движение плит происходит под воздействием конвекции мантийного вещества, то есть под воздействием потоков, вызванных разностью температур внутренних и наружных слоев мантии. Породы нагретые вблизи от ядра, где температура мантии максимально высока, расширяются, плотность их уменьшается и благодаря этому они всплывают вверх, а на их место опускаются более холодные и, следовательно, более тяжелые породы из верхних слоев мантии.

Как по-вашему, откуда берется тепло в недрах Земли?

Тепло выделяется при распаде радиоактивных элементов, при различных химических реакциях, а также при перераспределении вещества в недрах (известно же, что при трении выделяется тепло).

Обратите внимание! Понятие «литосферная плита» нельзя путать с геологическим понятием «плита»!

Для того, чтобы дать определение геологическому понятию «плита» нужно сначала узнать, что такое платформа.

Платформой в геологии называют крупный участок континентальной земной коры, характеризующийся относительно спокойным тектоническим режимом. Слова «относительно спокойный тектонический режим» означают, что этот участок коры уже сформировался и в течение длительного времени остается неизменным. Обратите внимание и на слова «континентальной земной коры» – участки земной коры, покрытые океанами, называть «платформами» нельзя, это будет неправильно.

В платформе выделяют два слоя, которые геологи называют структурными этажами. Нижний, более древний этаж называется фундаментом. Он состоит из горных пород, изменившихся в результате геологических процессов. Такие породы называют магматическими, поскольку они представляют собой конечные продукты магматической деятельности, возникшие в результате затвердевания природного расплава – магмы или лавы.

Верхний, более молодой этаж платформы называется платформенным чехлом. Чехол образован не изменявшимися в результате геологических процессов осадочными горными породами. Эти породы просто не могли изменяться в результате геологических процессов, поскольку они начали оседать на поверхность фундамента уже после того, как геологические процессы были завершены. Осадочные горные породы образуются в результате выветривания и разрушения горных пород фундамента, выпадения осадка из воды и жизнедеятельности организмов.

Так вот, те участки платформ, на которых имеется платформенный чехол (то есть «двухэтажные» участки), называются в геологии плитами. Крупные «одноэтажные» участки, где чехол отсутствует и фундамент выходит на поверхность, называют щитами.

Океанские участки земной коры также называются плитами.

Раздел геологии, изучающий движение земной коры, называется тектоникой, а движение литосферных плит – тектонической активностью. Результаты тектонической активности проявляются на границах плит. Плиты могут сталкиваться, надвигаться друг на друга, частично разрушаться или разрываться.

Образование материков

Тектоническая активность привела к образованию гор и океанических впадин на поверхности Земли. Да и вообще вид современной поверхности Земли является результатом тектонической активности. Считается, что современные материки образовались от 200 до 150 миллионов лет назад, в результате раскола единого «материка», который называют Пангеей.

Обратите внимание! Не путайте части света с материками! Материком или континентом называют обширное (одно из крупнейших) пространство суши, окруженное океаном. Материков шесть: Австралия, Антарктида, Африка, Евразия, Северная Америка и Южная Америка. Частью света называют исторически выделенное пространство суши, включающее материки или их части вместе с прилегающими островами. Материк – понятие географическое, а часть света – культурно-историческое, в этом заключается разница между двумя понятиями. Частей света тоже шесть, но материк Евразия разделен на две части суши – Европу и Азию, части суши Африка, Австралия и Антарктика соответствуют одноименным материкам, а материки Северная Америка и Южная Америка объединены в одну часть света, называемую Америкой. Некоторые географы выделяют и седьмую часть света – Океанию, обширное скопление островов и атоллов в центральной и западной частях Тихого океана, но эта точка зрения не получила всеобщего признания. Океанию принято рассматривать вместе с Австралией (Австралия и Океания).

Тектоническая активность вызывает землетрясения и извержения вулканов. Землетрясениями называются подземные толчки и колебания земной поверхности. Место их возникновения называется очагом землетрясения. Очаги землетрясений могут располагаться на различной глубине. Большинство из них находится в земной коре, и только малая часть – в верхней части мантии. Центральная точка очага землетрясения, в которой начинается движение пород, называется гипоцентром. Участок земной поверхности, расположенный над очагом землетрясения, называется эпицентром землетрясения. Упругие (сейсмические) волны, вызванные землетрясением, распространяются во все стороны от очага на значительное расстояние. Постепенно они ослабевают и в конце концов исчезают. Площадь земной поверхности, пострадавшая от землетрясения, во много раз больше площади эпицентра.

Землетрясения регистрируются специальным прибором – сейсмографом. Сейсмограф имеет груз, установленный на пружинной подвеске, который при землетрясении остается неподвижным. Остальная часть прибора (корпус) приходит в движение и смещается относительно груза. Это смещение регистрируется на движущейся бумажной ленте прикрепленным к грузу пером или фиксируется электронным запоминающим устройством.

Сила землетрясений определяется по 12-балльной шкале. Чем выше балл, тем сильнее разрушения, вызванные землетрясением. Однобалльное землетрясение человек не ощущает, только сейсмографы его регистрируют. При девятибальном землетрясении происходит разрушение каменных домов. Двенадцатибалльное землетрясение уничтожает все наземные и подземные сооружения, а также изменяет рельеф местности.

Совокупность явлений, обусловленных проникновением магмы из глубин Земли на ее поверхность, называется вулканизмом. Магма (в переводе с греческого это слово означает «густая мазь») представляет собой раскаленный жидкий расплав, образующийся в земной коре или в верхней части мантии. На больших глубинах, под высоким давлением, магма находится в состоянии, близком к твердому. При возникновении трещин в земной коре магма переходит в жидкое состояние так как давление уменьшается и выходит на поверхность.

На поверхности Земли магма застывает и превращается в лаву. Выходу магмы на поверхность способствуют взрывы газов, которые она выделяет. Эти взрывы разрушают земную кору. Первоначальная трещина, вызвавшая понижение давления в недрах, может возникнуть глубоко в земной коре, а дальше магма сама проложит себе дорогу. В магме содержатся практически все химические элементы таблицы Менделеева, а также различные летучие компоненты (оксиды углерода, сероводород, водород и др.) и водяные пары.

Геологические образования на поверхности земной коры в месте выхода магмы называются вулканами.

Канал, по которому магма выходит на поверхность, называется жерлом вулкана, а воронкообразное углубление на вершине – кратером вулкана. На дне кратера находится одно или несколько жерл.

В результате многократного выхода магмы на поверхность, которое называется извержением вулкана, вокруг места выхода формируется гора из продуктов извержения – так называемый конус вулкана, который может иметь различную форму. По форме конуса вулканы подразделяются на щитовидные, конические, слоистые, купольные, смешанные. Самыми распространенными на нашей планете являются конические вулканы.

Магма может извергаться не из узкого жерла, а из разломов земной коры. Растекшаяся по большой территории магма при застывании образует лавовые покровы – лавовые плато. Самым большим из лавовых плато считается Колумбийское плато, находящееся в северо-западной части США. Его площадь составляет примерно 50 000 км2.

Вулканы подразделяются на действующие и потухшие. Действующими считаются те вулканы, которые извергались на памяти человечества, а потухшими – те, об извержении которых не сохранилось никаких данных. Правда, это разделение является условным, поскольку потухшие вулканы могут «проснуться» и начать извергаться. Самый известный пример «проснувшегося» вулкана – вулкан Везувий на Апеннинском полуострове в Европе, который считался потухшим, но в 79 году неожиданно начал извергаться. Это извержение было настолько мощным, что вулканический пепел долетел до Египта и Сирии. В результате извержения были уничтожены три древнеримских города – Помпеи, Геркуланум и Стабии.

Последнее извержение Везувия произошло в 1944 году. Оно вызвало обширные разрушения в окрестностях вулкана, но не повлекло за собой столь многочисленных человеческих жертв, как извержение 79 года.

В прошлом (имеется в виду геологическое прошлое Земли задолго до появления человека) вулканизм был более активным, нежели в наше время. На нашей планете есть районы, в которых землетрясения и извержения вулканов происходят часто. Это так называемые зоны землетрясений и вулканизма. Наибольшее количество действующих наземных вулканов – 328 из 540 находящихся на планете – расположены на островах и побережье Тихого океана. Там же чаще всего наблюдаются землетрясения. Область по периметру Тихого океана называется Тихоокеанским вулканическим огненным кольцом. Здесь произошло около 90 % всех мировых землетрясений.

Как вы думаете, почему землетрясения «соседствуют» с извержениями вулканов?

Конечно же из-за одинаковой природы этих явлений. И землетрясения, и извержения вулканов вызываются движениями литосферных плит и находятся в областях их соприкосновения.

Современные вулканические процессы распространены вдоль молодых складчатых и тектонических подвижных областей и крупных разломов. Крупная тектоническая структура линейной формы, образованная вулканическими зонами, называется вулканическим поясом или поясом вулканизма и землетрясений.

Различают следующие вулканические пояса, которые также называются складчатыми поясами:

1. Тихоокеанский пояс или Тихоокеанское вулканическое огненное кольцо начинается на полуострове Камчатка, затем проходит через систему Курильских, Японских, Филиппинских островвов, Новую Гвинею, Соломоновы, Ново-Гебридские, Ново-Зеландские острова, через море Росса, вулканические антарктические острова, через архипелаг Огненная Земля, через Анды, Центральную Америку, вдоль Кордильер и замыкается на вулканах Алеутских островов.
2. Средиземноморский (Альпийско-Гималайский)пояс включает вулканы Апеннинского полуострова, острова Сицилии, Липарских полуострова, Эгейского моря, полуострова Малой Азии, Кавказа, Иранского нагорья и Зондских полуострова.
3. Атлантический пояс включает ряд островов Срединно-Атлантического хребта: Ян-Майен, Исландия, Азорские, Вознесения, Святой Елены, Мадейра, Канарские, Зеленого Мыса, Тристан-да-Кунья и др.
4. Индийский пояс расположен вдоль срединно-океанических хребтов Индийского океана и охватывает Коморские острова, а также острова Мадагаскар, Маврикий, Реюньон, Кергелен, Крозе, Сен-Поль, Амстердам и Принс-Эдуард.
5. Восточно-Африканский пояс проходит вдоль Великих Африканских разломов на востоке африканского материка, а также по дну океана близ острова Мадагаскар.

Земная кора неоднородна, она имеет слоистый характер. Слои земной коры образованы горными породами, состоящими из различных минералов. Минералы – это однородные по составу и структуре вещества, образующие горные породы.

По происхождению горные породы разделяются на три типа: магматические, осадочные и метаморфические. Мы уже говорили немного о магматических и осадочных горных породах. Теперь поговорим более подробно.

Магматические горные породы, как следует из их названия, образуются при застывании магмы. Если магма застывает внутри земной коры, то образуются глубинные или интрузивные магматические породы, такие как гранит, диорит, перидотит. Если же магма застывает на поверхности Земли, то возникают вулканические или эффузивные магматические породы, такие как базальт, пемза, риолит.

Обратите внимание! Даже если магма имела один и тот же состав, при ее застывании в различных условиях образуются разные по структуре породы. Это прежде всего обусловлено тем, что на поверхности Земли охлаждение магмы происходит быстро, а внутри – медленно.

Осадочные горные породы накапливаются на поверхности Земли вследствие осаждения различных веществ под воздействием силы тяжести. В основном осадочные породы образуются в крупнейших углублениях земной поверхности – на дне океанов. На поверхности суши осадочные породы представлены в небольшом объеме. По составу и происхождению осадочные породы подразделяются на обломочные (механогенные), биогенные (органогенные) и хемогенные.

Обломочные породы состоят из продуктов механического разрушения других пород. Самым распространенным представителем этого типа осадочных пород явялется песок.

Биогенные породы состоят из остатков отмерших организмов. К ним относятся известняки и торф. Хемогенные породы образуются в результате химического осаждения веществ из водных растворов или при испарении воды. Примером хемогенных пород могут служить гипс, ангидрит, каменная и калийная соли, фосфорит, сера.

Метаморфические или видоизмененные горные породы возникают в толще земной коры в результате изменения осадочных и магматических горных пород. Изменение пород происходит вследствие действия высокой температуры, большого давления и различных химических веществ. Широко известный мрамор относится к метаморфическим горным породам. Образуется мрамор из осадочной горной породы известняка. И рыхлый известняк, и твердый мрамор, образованы одним и тем же веществом – карбонатом кальция CaCO3. Но кристаллическая структура мрамора и известняка разная.

Под влиянием температуры, воздуха, воды, а также в результате жизнедеятельности различных организмов горные породы могут разрушаться или изменяться. Этот процесс называется выветриванием. Выветривание делится на физическое (или механическое), химическое и биологическое выветривание. Основной причиной физического выветривания являются колебания температур, как суточные, так и сезонные. Неоднократное чередование нагревания и охлаждения ослабляет связи между молекулами вещества, что приводит к разрушению пород. Вода, проникающая в трещины и углубления пород, при замерзании увеличивается в объеме и раздвигает стенки трещин и углублений, действуя подобно рычагу.

Обратите внимание! При физическом выветривании породы не изменяют свой химический состав.

Физическое выветривание наиболее характерно для полярных, горных и пустынных районов, то есть для районов с холодным или жарким сухим климатом.

Химическое выветривание представляет химическое изменение горных пород под воздействием воды и воздуха. Из компонентов воздуха в химическом выветривании главным образом участвуют углекислый газ и кислород. При химическом выветривании из более сложных веществ образуются более простые. Химическое выветривание всегда ослабляет горные породы,
Биологическое выветривание осуществляется в результате жизнедеятельности живых организмов. Горные породы могут разрушаться механически – растущими корнями растений или при рытье нор животными, и химически – под воздействием веществ, содержащихся в помете или выделяемых микроорганизмами.

Процессы химического выветривания (в том числе и биологического химического выветривания) требуют воды и тепла. Поэтому они распространены в теплом и влажном климате.

Обратите внимание! Процесс выветривания – это сложный процесс, в котором одновременно участвуют и физические, и химические, и биологические факторы. Когда говорят о физическом или химическом выветривании, то имеют в виду фактор, преобладающий в данном конкретном случае.

Рельеф земной поверхности весьма разнообразен, но все это разнообразие сводится к двум основным формам рельефа – горам и равнинам.

Горой называют поднятие земной коры, значительно возвышающееся над общим уровнем местности и имеет ярко выраженные части – вершину, склоны и подошву (основание).

Одиночные горы встречаются довольно редко. Преимущественно одиночные горы представлены вулканами или остатками каких-то разрушенных древних гор. Гораздо чаще горы объединяются в большие группы и образуют так называемые горные страны, которые протягиваются в длину на несколько тысяч километров. Горные страны состоят из горных хребтов – линейно вытянутых групп гор. Понижение между горными хребтами называется горной долиной. Долины могут быть как продольными, так и поперечными.

По высоте горы подразделяются на низкие (до 1000 м), средние (от 1000 до 2000 м) и высокие (выше 2000 м). Высоту гор принято выражать в виде абсолютной высоты над уровнем моря, то есть относительно условного, принятого за ноль уровня свободной поверхности Мирового океана. В России абсолютные высоты точек земной поверхности отсчитывают от среднемноголетнего уровня Балтийского моря, определенного от нуля футштока в Кронштадте.

Для низких и средних гор характерна сглаженность рельефа – относительно пологие склоны, покрытые почвой и растительностью, и округлые вершины. Высокие горы отличаются крутизной скалистых склонов и остроконечностью вершин.

Давайте вспомним, что на физических картах горы окрашиваются оттенками оранжевого (коричневого) цвета по принципу «чем выше гора, тем темнее окраска».

Нагорьями называют обширные участки земной поверхности, представляющие собой сочетание плоскогорий, горных хребтов и массивов, и в целом расположенные на высоко поднятом пьедестале (свыше 1000 м). Иногда на нагорьях могут встречаться плоские котловины и долины. Нагорья формируются в тектонически подвижных областях.

Равнинами называют обширные участки земной поверхности с незначительными (до 200 м) колебаниями относительных высот.

По характеру поверхности равнины подразделяются на плоские, с ровной поверхностью, и холмистые, имеющие возвышенности и понижения. Холмистые равнины встречаются гораздо чаще, чем плоские.

По высоте (абсолютной) равнины подразделяются на низменности (высота до 200 м), возвышенности (высота от 200 до 500 м) и плоскогорья (высота более 500 м).

Пример низменности – Западно-Сибирская низменность.

Пример возвышенности – Восточно-Европейская равнина.

Пример плоскогорья – Среднесибирская равнина.

Возвышенная равнина с ровной или относительно ровной поверхностью, ограниченная отчетливо выраженными уступами от соседних равнинных пространств, называется плато.
Понижения суши, расположенные ниже уровня океана, и замкнутые со всех или почти со всех сторон, называются впадинами. Впадины на физических картах окрашиваются темно-зеленым цветом.

Пример впадины – Байкальский рифт (впадина озера Байкал).

Рельеф дна Мирового океана, скрытый под толщей воды, столь же разнообразен, как и рельеф суши.

Вдоль побережья материков тянется шельф или мелководная материковая отмель, глубина которой не превышает 200 м. Шельф представляет собой подводную слабо наклоненную равниной. Он покрыт осадочными обломочными породами, которые приносят с суши реки. На внешней границе шельф круто перегибается, переходя в материковый склон, довольно крутой уступ, изрезанный во многих местах глубокими долинами. Глубина материкового склона составляет от 200 до 3000 м. Линия перегиба шельфа называется бровкой шельфа. Ширина шельфа колеблется от нескольких до 1500 километров. Шельф занимает около 8 % дна Мирового океана, а материковый склон – около 12 %.

Материковый склон переходит в океаническое дно, которое называется ложем океана, которое занимает примерно 75 % океанского дна.

Острова являются подводными горами, вершины которых поднимаются над водой. Помимо гор в Мировом океане существуют и глубоководные впадины, имеющие значительные глубины (свыше 6000 м). Самая глубокая точка Марианской впадины (или Марианского желоба), расположенной на западе Тихого океана, имеет глубину 10994 м ниже уровня моря.

ИНСТИТУТ ДИНАМИКИ ГЕОСФЕР РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК (ИДГ РАН)

Лаборатория основана 1 июля 1994г.

В составе лаборатории работают 16 человек, в том числе 4 доктора и 6 кандидатов наук.

   Базовым направлением научных исследований лаборатории является изучение закономерностей возникновения и эволюции деформационных процессов в земной коре. Исключительно важным является понимание того, как процессы зарождения нестабильности в геосистемах инициируются внешними воздействиями. Фундаментальное значение исследований триггерных процессов состоит, в том числе и в том, что эти явления представляют одну из немногих возможностей установить причинно-следственные связи в геомеханике крупномасштабных объектов. Эти исследования могут открыть новые пути в развитии стратегии прогноза и предотвращения геокатастроф, либо снижения их ущерба.

   В лаборатории методами лабораторного и численного эксперимента, полевых наблюдений исследуются физические механизмы и разрабатываются модели пространственно-временной эволюции динамических проявлений процесса деформирования земной коры (землетрясения, горные удары, склоновые явления, разнообразные блоковые движения) под действием малых возмущений геофизических полей. Результаты исследований позволят адекватно оценить возможность создания научно обоснованных основ технологии управляемого воздействия на высоконапряженные участки земной коры.

  Создаются модели динамического деформирования горных пород в деформационных процессах планетарного масштаба, включая крупные импактные события.

Некоторые ПУБЛИКАЦИИ за 2009-11г.г..:

1. Адушкин В.В., Кочарян Г.Г. Павлов Д.В. и др. О влиянии сейсмических колебаний на развитие тектонических деформаций // ДАН, 2009, т. 426, № 1. С. 98-100
Приведенные в работе результаты инструментальных наблюдений позволили установить не описанные ранее закономерности процесса накопления в горном массиве и инженерных сооружениях малых деформаций. Показано, что воздействие колебаниями малой амплитуды вызывает остаточные перемещения, локализуемые на нарушениях сплошности. Установлена закономерность соответствия знака остаточных деформаций, связанных с динамическим воздействием, знаку квазистатических перемещений бортов нарушения. Показано, что в тех случаях, когда имеет место направленный деформационный тренд, регулярные динамические воздействия могут привести к существенному увеличению наблюдаемой скорости деформации трещины или разломной зоны.

2. Кочарян Г.Г. Физический смысл отклонения некоторых параметров сейсмического процесса от закона подобия // ДАН, 2009, т. 429, № 6. С. 821-824.
Предложено экспериментально обоснованное объяснение обнаруженных в последние годы специфических закономерностей, связывающих время подготовки землетрясения с его масштабом.

3. Кочарян Г.Г. Динамика деформационных характеристик разломных зон // Геофизические исследования, 2009, т. 10, № 2. С. 47-55.
Результаты модельных экспериментов и натурных наблюдений демонстрируют возможность быстрого изменения характеристик разломных зон как за счет процессов нарушения и залечивания, так и вследствие вариаций напряженного состояния среды. Установлено, что динамика эффективных характеристик нарушений сплошности в значительной степени определяется скоростью деформации разломной зоны. Инструментально зарегистрированные изменения во времени деформационных характеристик разломных зон, вероятно, связаны с вариациями напряженно-деформированного состояния коры. Фазовая скорость распространения возмущений пропорциональна характерному масштабу, на котором проводятся наблюдения и обратно пропорциональна периоду возмущения.

4. Копылова Г.Н., Горбунова Э.М., Болдина С.В., Павлов Д.В. Оценка деформационных свойств системы “пласт-скважина” на основе анализа барометрического и приливного откликов уровня воды в скважине // Физика Земли, 2009, № 10, с. 69-78.
На основании исследования барометрического и приливного откликов уровня воды в скважине, расположенной на территории геофизической обсерватории Института динамики геосфер РАН “Михнево”, установлены статически изолированные условия в рассматриваемой гидрогеологической системе “пласт–скважина” на периодах 3 ч. Оценены значения барометрической эффективности, приливной чувствительности уровня воды, упругие параметры и пористость водовмещающих пород. Построена модель инерционности водообмена в системе “пласт–скважина” в зависимости от периода вариаций с учетом конструкции скважины, водопроводимости и упругой емкости водоносного горизонта. Результаты моделирования находятся в соответствии с поведением амплитудной передаточной функции от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды. По результатам обработки данных прецизионных измерений уточнена величина водопроводимости водоносного горизонта, полученная по данным опытно-фильтрационных работ.

5. Будков А.М., Кочарян Г.Г., Павлов Д.В. Численное моделирование процесса накопления межблоковых перемещений при низкоамплитудных динамических воздействиях // Физическая мезомеханика 2010, № 2. C. 21-30.
В статье рассмотрена численная реализация расчетной модели воздействия сейсмических колебаний на напряженный контакт блоков горной породы. Проведенные численные эксперименты продемонстрировали, что нелинейность соотношений напряжение-деформация и значительная асимметрия нагружения и разгрузки приводят к возможности накопления остаточных перемещений на межблоковом контакте даже при весьма малых по сравнению с прочностью геоматериала амплитудах динамического воздействия. При этом важную роль играет возвратное движение при разгрузке, вызванное упругопластическим взаимодействием локальных контактных пятен.

6. Кочарян Г.Г. Разломная зона как нелинейная механическая система // Физическая мезомеханика. 2010, т. 13, Спецвыпуск. С. 5-17.
В статье рассмотрены некоторые явления, определяющие нелинейный характер деформирования нарушений сплошности массива горных пород. Показано, что особенности реологии трещин и разломов приводят к возможности накопления деформаций под воздействием малых, по сравнению с прочностью геоматериала, динамических возмущений. Такие воздействия могут привести к существенному увеличению скорости деформации разломной зоны и уровня сейсмичности. Неинвариантность характеристик нарушений по отношению к масштабу проявляется в заметном отличии фактического времени подготовки сейсмических событий от закономерностей, определяемых исходя из самоподобия геофизической среды. Фундаментальным управляющим параметром, определяющим закономерности генерации сейсмогенных событий и динамику эффективных характеристик разломов, является скорость деформации разломной зоны. Динамические воздействия, даже малой амплитуды, могут приводить и к быстрой эволюции структуры нарушенной зоны.

7. Кочарян Г.Г., Кишкина С.Б., Остапчук А.А. Сейсмический портрет разломной зоны. Что может дать анализ тонкой структуры пространственного расположения очагов слабых землетрясений? // Геодинамика и тектонофизика 2010, № 4. C. 419-440.
Результаты обработки сейсмических данных и выявленные в процессе анализа закономерности расположения гипоцентров землетрясений сопоставляются в статье с данными изучения структуры разломов, модельных и численных экспериментов; приведено количественное исследование закономерностей локализации очагов внутри разломных зон. При помощи трехмерных построений продемонстрировано, что события локализуются в окрестности поверхности близкой к плоскости с почти постоянным углом падения. Причем основная масса событий оказывается сосредоточенной именно на этой условной плоскости. Судя по полученным результатам, область, в которой происходит активное  деформирование при подготовке средних землетрясений  представляет из себя совокупность локальных «полос», каждая из которых имеет характерный размер порядка 100 м, который, в свою очередь, сопоставим с техногенными возможностями воздействия на геосреду. Можно надеяться, что исследование не только пространственной, но и временной тонкой структуры сейсмичности в окрестности разломной зоны, позволит найти надежные ориентиры как места, так и времени осуществления подобных воздействий.
Выявление характерных масштабов локализации сейсмичности может оказаться крайне важным в контексте задач о техногенном воздействии на разломную зону с целью частичного снятия напряжений.

8. Кочарян Г.Г., Кишкина С.Б., Остапчук А.А. Сейсмогенная ширина разломной зоны // ДАН, 2011, т. 437, № 2. С. 254-257.
Введено понятие «сейсмогенной» ширины разломной зоны — области, в которой сосредоточена основная часть землетрясений, приуроченных к рассматриваемой структурной единице.

9. Кочарян Г.Г., Санина И.А., Гамбурцева Н.Г. и др. Временные вариации характеристик локальных участков земной коры по данным сейсмических наблюдений // Физика Земли. 2011, № 4, С. 58-66.
В работе приводятся результаты сейсмических наблюдений, организованных двумя различными способами. В первом случае (Семипалатинский полигон, источник – подземные ядерные взрывы) измерения проводились на линейном профиле, что дало возможность уверенно локализовать участки с выраженной динамикой свойств. Во втором случае (Восточно-Европейская платформа, Геофизическая обсерватория ИДГ РАН «Михнево», источник – карьерные взрывы), измерения осуществлялись малоапертурной группой  так, что можно было судить о вариациях интегральных характеристик трассы. Измерения, проведенные в асейсмичных регионах с различным геологическим строением и тектоническими условиями, продемонстрировали похожие эффекты существенной зависимости параметров сейсмических волн от времени проведения взрывов. При этом вариации максимальной амплитуды колебаний, не связанные с сезонными изменениями и местными условиями, достигали двух раз. Характерные периоды этих вариаций, включая выраженный годовой ритм, являются, вероятно, фрагментами более низкочастотного процесса. Судя по полученным результатам, причины этих вариаций связаны с изменениями напряженно-деформированного состояния разломных зон, которые в свою очередь могут быть обусловлены макродвижениями крупных блоков, инициированными приливными деформациями, тектоническими силами, а возможно и вариациями скорости вращения Земли.

10. Кочарян Г.Г., Виноградов Е.А., Горбунова Э.М., Марков В.К., Марков Д.В., Перник Л.М. Гидрогеологический отклик подземных коллекторов на сейсмические колебания // Физика Земли, 2011.
В работе анализируются данные наблюдений за изменением уровня воды в скважинах при воздействии сейсмических волн от удаленных землетрясений и взрывов. Показано, что в большинстве случаев величина постсейсмического изменения уровня пропорциональна корню квадратному из амплитуды волны деформаций. Средняя интенсивность остаточных изменений уровня составляет величину 1–5 см/микрострейн динамической деформации. Значительные отклонения от этого диапазона определяются особенностями строения пласта. В лабораторных экспериментах исследована возможность разрушения динамическими импульсами слабопроницаемых барьеров, формирующихся в трещинах массива при осаждении микрочастиц. Показано, что существенное увеличение трещинной проницаемости массива может происходить и в том диапазоне амплитуд колебаний, в котором разрушение породы или прорастание существующих трещин в результате прохождения сейсмической волны маловероятно. Установлена возможность постепенного накопления эффекта при длительном воздействии. Изменение количества открытых трещин и увеличение их эффективной проницаемости может привести к миграции флюидов, вариациям порового давления, а, следовательно, и всей гаммы механических характеристик локального участка массива.             

11. Горбунова Э.М., Кабыченко Н.В., Кочарян Г.Г., Павлов Д.В., Свинцов И.С. Мониторинг уровня подземных вод по данным прецизионных измерений // Геоэкология. 2011, № 5. С. 153-157.
Приведены результаты обработки данных наблюдений за уровнем напорного горизонта, вскрытого в скважине в интервале 76-115 м. Полученные ряды сопоставлены с объемной деформацией водовмещающего коллектора, теоретически рассчитанной по программе приливного анализа ETERNA 3.0. В длиннопериодной области выделены две составляющие: когерентная лунно-солнечным приливам и некогерентная им. Отмечено, что фазовый сдвиг между объемной деформацией коллектора и уровнем воды в скважине зависит не только от изменений напряженно-деформированного состояния массива горных пород, но и от положения пьезометрической поверхности водоносного горизонта. Рассмотрены некоторые особенности проявления лунно-солнечных приливов в вариациях уровня подземных вод. Для выделенных приливных волн определены амплитуды уровня, объемной деформации водовмещающих пород и фазовый сдвиг между полученными параметрами. Значение амплитудного фактора составляет 0.04-0.058 см/нанострейн.

12. Адушкин В.В., Кочарян Г.Г. Санина И.А. О вкладе взрывных работ в развитие сейсмодеформационных процессов в регионе // ДАН, 2011, т. 441, № 1. С. 92-94.
На основе данных деформографических и сейсмических наблюдени

Насколько глубоки могут быть сверхглубокие скважины и что искали внутри Земли СССР и США?

• Марк Пайзинг
• BBC Future

12 мая 2019

Автор фото, Getty Images

В годы холодной войны СССР и США соревновались во многих областях — в том числе и в том, кто пробурит самую глубокую скважину. Зачем они это делали и чего достигли?

Леса и озера, снег и мгла Кольского полуострова, лежащего за Полярным кругом, делают этот не самый приветливый уголок России подходящим местом для сказки. Страшной сказки.

Про это невольно думаешь, когда среди великолепной природы наталкиваешься на развалины заброшенного советского научно-исследовательского центра.

Внутри руин постепенно разваливающегося здания обнаруживается тяжеленная на вид, ржавая металлическая крышка, словно вросшая в бетонный пол и для надежности закрепленная толстыми и такими же заржавевшими болтами.

Некоторые считают, что под ней — вход в ад.

Но на самом деле это Кольская сверхглубокая скважина — согласно Книге рекордов Гиннесса, самое глубокое вторжение человека в земную кору, самая глубокая горная выработка в мире, самая глубокая дырка, которую пробурил в своей планете человек. В данном случае — советский человек.

Ее бурили долго, на протяжении 20 лет. Начали 24 мая 1970 года, и к 1990 году глубина скважины достигла 12 262 метров.

Это действительно очень глубоко. Так глубоко, что ходит легенда: если опустить в скважину микрофон (такой, чтобы выдержал температуру в 200 градусов по Цельсию), то можно услышать стоны и крики грешников в аду.

С другой стороны, для нашей планеты это совсем не глубоко — буровая установка за 20 лет преодолела земную кору лишь на треть. До мантии было еще очень далеко, когда все работы были свернуты из-за хаоса эпохи распада Советского Союза.

Но СССР был не одинок в попытке досверлиться как можно глубже, а если получится — и до мантии. В годы холодной войны сверхдержавы (Советский Союз и США) соперничали и в этом.

А теперь пришла очередь Японии.

«Бурение началось в годы существования железного занавеса», — говорит Ули Хармс из Международной программы континентального научного бурения, который в то время был молодым ученым, работавшим в немецком проекте, конкуренте Кольской скважины.

«И, конечно, мы соревновались друг с другом. Нас мотивировало и то, что русские не делились ни с кем своими данными».

«Когда они начали бурение, они утверждали, что нашли свободную воду — но большинство ученых им тогда не поверило. Среди ученых Запада существовало общее мнение, что кора на глубине 5 км настолько плотная, что вода не может проникнуть сквозь нее».

А что говорят сейчас японцы? «Главная цель нового проекта — получить реальные образцы мантии, ее современного состояния», — говорит Шон Токзко, программный менеджер Японского агентства мореземлеведческой науки и техники.

«В таких странах, как Оман, мантия лежит ближе к поверхности, но там это мантия, которой миллионы лет. Есть же разница между живым динозавром и костями динозавра, превратившимися в окаменелости, правда?»

Автор фото, Getty Images

Подпись к фото,

Кольская сверхглубокая скважина расположена в Мурманской области, в 10 километрах к западу от города Заполярный

Если представить себе Землю в виде луковицы, то ее внешняя твердая оболочка, земная кора — как тонкая луковичная шелуха, ее толщина всего лишь 40 км.

За ней лежит (в диапазоне от 30 до 2900 км от земной поверхности) мантия, занимающая около 80% объема Земли. И в самом центре планеты находится ядро.

Как и космическая гонка, соревнование за то, кто глубже проникнет в земную толщу, демонстрировало инженерную мощь, обладание продвинутыми технологиями и вообще «всё наилучшее».

Ученые стремились проникнуть туда, где до них никто никогда не был. Этот научный эксперимент позволял рассчитывать на результаты, которые могли перевернуть наши представления о Земле.

Образцы породы, которые вытаскивали на поверхность из этих сверхглубоких скважин, потенциально были столь же важны, как и то, что астронавты НАСА привезли с Луны.

Разница лишь в том, что здесь победителями были не американцы. В общем, сказать по правде, не победил никто.

США начали бурить первыми. В конце 1950-х организация с чудесным названием American Miscellaneous Society («Американское общество всякого-разного») выступила с первым серьезным планом добраться до мантии.

«Общество» было сформировано на базе неформальной группы джентльменов, собиравшихся для того, чтобы выпить вместе. Кроме того, эти джентльмены были ведущими американскими учеными.

Их план по бурению земной коры вплоть до самой мантии получил название «Проект Мохол» (Project Mohole) в честь хорватского ученого Андрии Мохоровичича, который ввел в оборот термин «разрыв Мохоровичича» (в разных источниках — «поверхность Мохоровичича», «граница Мохо», граница земной коры и мантии).

(Слово «Мохол» составное: первая его часть «мо» — это дань Мохоровичичу, вторая, «hole», — «дыра», «скважина» по-английски. — Прим. переводчика).

Вместо того, чтобы бурить глубокую-глубокую скважину, американская экспедиция (за работой которой наблюдал и писал репортажи знаменитый писатель Джон Стейнбек) решила произвести бурение дна Тихого океана в районе острова Гуадалупе (Мексика), где глубина составляла около 3,5 км.

Объяснение простое: земная кора на океанском дне тоньше. Проблема только в том, что участки с самой тонкой корой расположены там, где океан самый глубокий.

Автор фото, Rakot13/CC BY-SA 3.0

Подпись к фото,

Дыра от бурения Кольской сверхглубокой скважины и поныне существует, но она надежно закрыта, закручена на совесть

Советский Союз начал бурение за Полярным кругом в 1970-м (начало работ было приурочено к 100-летию со дня рождения Ленина. — Прим. переводчика).

А в 1990-м в Баварии заработал немецкий проект — «Немецкая программа континентального глубокого бурения» (KTB). Немцы добрались до глубины 9 км.

Так же, как и с полетами на Луну, проблема состояла в том, что такого раньше просто не делали — всю технологию приходилось выстраивать с нуля.

Когда в 1961 году в рамках «Проекта Мохол» началось глубоководное бурение океанского дна, до подобной добычи нефти и газа еще было очень далеко — технологии, которые сегодня лежат в основе этого процесса, еще просто не были изобретены (например, динамическое позиционирование, позволяющее судну оставаться все время на месте — прямо над скважиной).

Инженерам «Проекта Мохол» тогда приходилось много импровизировать. Они придумали и установили систему гребных винтов вдоль бортов бурового судна, чтобы удерживать его в нужной позиции.

Что касается наибольших трудностей, с которыми пришлось столкнуться немецким инженерам, то это была необходимость бурить скважину настолько вертикально, насколько это возможно.

То решение, к которому они пришли, теперь считается стандартной технологией в нефтяной и газовой промышленности по всему миру.

«Из опыта русских было понятно, что вы должны бурить как можно более вертикально, потому что иначе вы обречены на неполадки буровой установки», — говорит Ули Хармс.

Было решено разработать системы вертикального бурения. Сейчас они считаются промышленным стандартом, но изначально были придуманы KTB — и работали вплоть до глубины в 7,5 км.

Затем, на протяжении последних полутора-двух километров, скважина отклонилась от вертикальной линии почти на 200 м.

Автор фото, Alexander Tumanov/TASS/Getty Images

Подпись к фото,

Октябрь 1986 года. На бурении Кольской сверхглубокой

«Мы попробовали использовать некоторые русские технологии в конце 80-х — начале 90-х, когда Россия стала более открытой страной и хотела сотрудничать с Западом, — добавляет Хармс. — К сожалению, тогда было невозможно вовремя получить необходимое оборудование».

Все эти экспедиции закончились до той или иной степени разочарованиями, фальстартами и закупорками.

Потом были высокие температуры, с которыми оборудование не справлялось на большой глубине, потом были расходы, потом была политика — всё это сказывалось на осуществлении мечты ученых бурить все глубже и глубже, чтобы побить рекорд глубины скважины.

За два года до того, как Нил Армстронг ступил на поверхность Луны, американский Конгресс отменил финансирование «Проекта Мохоул», поскольку расходы на бурение вышли из-под контроля.

Те образцы базальта, которые «Проект» сумел поднять на поверхность, обошлись бюджету примерно в 40 млн долларов в переводе на деньги сегодняшнего дня.

Но и кольское бурение продлилось ненамного дольше. Оно было окончательно остановлено в 1992 году, когда бур достиг слоев с температурой 180 градусов по Цельсию. Это было вдвое выше, чем ожидалось найти на этой глубине. Дальнейшее бурение не представлялось возможным.

Учитывая то, что к тому времени СССР уже развалился, деньги на подобные проекты найти было невозможно.

Еще через три года научно-исследовательский центр был закрыт навсегда. Теперь его посещают только особо любопытные туристы и искатели приключений — вид у него, мягко говоря, заброшенный.

И немецкая скважина разделила судьбу остальных проектов сверхглубокого бурения. Огромная установка еще стоит — на потеху туристам. Объект превращен в нечто вроде колеса обозрения или художественной галереи.

Когда голландский художник Лотте Хиван спустила микрофон, защищенный тепловым экраном, в немецкую скважину, он донес на поверхность какой-то далекий грохот — звуки, которые даже ученые не в состоянии объяснить.

Эти звуки, как говорит Лотте, заставили ее почувствовать себя очень маленькой: «этот огромный шар, на котором мы живем, впервые в жизни показал мне, что он тоже живой, и звук этот невозможно забыть».

«Некоторые считают, что такие звуки могут доноситься из ада. Другие говорят, что это дышит планета», — добавляет она.

«У нас был план пробурить скважину глубже, чем советская, — рассказывает Хармс. — Но нам не удалось достигнуть глубины в 10 км за время, для этого отведенное».

К тому же в том месте, где мы бурили, [под землей] было гораздо жарче, чем там, где это делали русские. И стало ясно, что если мы пойдем еще глубже, для нас это будет куда трудней».

«К тому времени это тоже было начало 90-х, начало процесса унификации Германии, на который требовались большие деньги. Поэтому расходы на наш проект просто нельзя было оправдать».

Невозможно отделаться от ощущения, что подземная гонка «Кто первым доберется до мантии» — своего рода новая версия знаменитого романа Жюля Верна «Путешествие к центру Земли». Хотя ученые и не рассчитывали найти спрятанные под землей пещеры с динозаврами, они все равно говорили о своих проектах как об «экспедициях».

«Мы смотрели на это как на экспедицию, потому что для подготовки и осуществления проекта требовалось время, — рассказывает Хармс. — Ну и потому что вы действительно отправлялись в неизведанный мир, где никто никогда раньше не был. Для современного человека это очень необычно».

«Там, на глубине, вы все время находите что-то, что удивляет вас — особенно если добуриться до действительно очень глубоких слоев земной коры».

«Говоря о KTB или о Кольской сверхглубокой скважине, надо признать, что теории, стоящей за целями проекта, уже исполнилось 30-40 лет к тому времени, как началось бурение».

«Эти проекты можно сравнить с полетами на другие планеты, — говорит Деймон Тигл, профессор геохимии Национального океанографического центра в Саутгемптонском университете, принимающий участие в современном японском проекте. — Они — чисто научные инициативы, и вы никогда до конца не знаете, что в итоге найдете».

«При работе над скважиной №1256 [пробуренной в рамках проектов Deep Sea Drilling Project (DSDP, «Проект глубоководного морского бурения») и Ocean Drilling Program (ODP, «Программа океанского бурения»)], мы были первыми, кто увидел нетронутую океанскую кору. Это было захватывающе. Всегда сталкиваешься с чем-то неожиданным».

Автор фото, Rakot13/CC BY-SA 3.0

Подпись к фото,

Начиная с 1990-х, научно-исследовательский комплекс Кольской сверхглубокой постепенно приходил в упадок и теперь просто заброшен и разрушается

Сегодня одним из наиболее важных проектов Международной программы океанографических открытий (IODP) можно назвать «M2M-MoHole to Mantle» («M2M — «Мохол к мантии»). Как и в старом «Проекте Мохол», ученые планируют пробурить океанское дно, где земная кора толщиной всего около 6 км.

Цель проекта ультраглубокого бурения, на который выделен 1 млрд долларов, — впервые в истории человечества достичь мантии и достать ее образцы.

Полученные данные могут изменить представления об устройстве нашей планеты, позволить по-новому взглянуть на сложные процессы, которые происходят в глубине Земли (Японии, постоянно страдающей от разрушительных стихийных бедствий, это особенно важно, так как поможет более точно прогнозировать приближающиеся землетрясения, цунами и вулканические извержения. — Прим. переводчика).

«Чтобы сделать это, потребуется полная поддержка со стороны японского государства», — подчеркивает Тигл, участвующий в проекте.

Имея в виду этот будущий проект, еще в 2005 году японцы построили специальный исследовательский корабль «Тикю» («Земля»), буровое судно четвертого поколения.

«Тикю» с тех пор принял участие во множестве самых разных исследований. Он использует систему GPS и шесть управляемых компьютером сопел, которые могут менять позицию огромного судна с шагом всего лишь 50 см.

«Сверхглубокие скважины помогли нам узнать много нового о толстой континентальной земной коре, — говорит программный менеджер Японского агентства мореземлеведческой науки и техники Шон Токзко. — Теперь мы пытаемся побольше узнать о границе между корой и мантией».

«На данном этапе необходимо сделать правильный выбор — где бурить. Есть три района-кандидата — у берегов Коста-Рики, Гавайев или Бахи (Мексика)».

В каждом из трех случаев это определенный компромисс между глубиной океана, расстоянием до места бурения и необходимостью иметь базу на берегу, которая будет поддерживать эту круглосуточную морскую операцию стоимостью в миллиард долларов.

«Инфраструктуру можно построить, но на это требуются и время, и деньги», — добавляет Токзко.

«По большому счету главная проблема — в расходах, — говорит Хармс. — Такие экспедиции невероятно дорогостоящи, и поэтому их трудно повторить».

«Они могут обходиться в сотни миллионов евро — и из этой суммы только очень малый процент идет на научные исследования как таковые. Остальное — на развитие технологий и на сами операции. Нам нужны заинтересованные политики, которые смогут разъяснять ценность этих экспедиций».

Прочитать оригинал этой статьи на английском языке можно на сайте BBC Future.

Влияние пластичного слоя земной коры на деформацию, вызванную ледовым щитом Фенноскандии | Международный геофизический журнал

Резюме

Предыдущие исследования ледниково-изостатической адаптации обычно рассматривали модели Земли с чисто упругой литосферой. Возможно, существенным отклонением от этого предположения является наличие пластичного слоя земной коры, встроенного в эластичную литосферу. Такой слой был предложен для различных континентальных регионов на основе сейсмических и тектонических данных.В настоящем исследовании исследуется влияние пластичного слоя земной коры на интерпретацию ледниково-изостатической адаптации с использованием многослойной, несжимаемой вязкоупругой модели земли Максвелла и упрощенного представления фенноскандинавского оледенения. Спектры времени релаксации и амплитуды показывают, что помимо обычной моды плавучести M0, присутствующей также в моделях Земли с чисто упругой литосферой, пластичный слой поддерживает медленно затухающую моду MC, которая способна заметно модифицировать деформацию. Таким образом, такие показатели абсолютной деформации , как напряжение, четко отражают наличие пластичного слоя. В отличие от этого есть меры относительной деформации, такие как скорость вертикального смещения и скорость изменения силы тяжести. В хорошем приближении эти скорости обратно пропорциональны времени релаксации более быстро затухающей моды M0 и, следовательно, менее подвержены влиянию пластичного слоя. Взятые вместе, настоящее исследование предполагает, что, при условии существования пластичного слоя земной коры, его присутствие следует учитывать при интерпретации ледниково-изостатической корректировки после фенноскандинавских или более мелких оледенений.

1 Введение

В соответствии с минералогическими и термодинамическими соображениями ожидается, что твердофазная ползучесть в материалах земной коры станет активной при относительно низких температурах ~ 350 °C (например, De Rito 1986). Основное уравнение, описывающее эти процессы ползучести, было выведено из лабораторных экспериментов, которые предполагают степенную зависимость между максимальным напряжением сдвига и скоростью деформации (например, Weertman 1978). Однако из-за технических ограничений все эксперименты проводились при достаточно высоких напряжениях сдвига в диапазоне 10–100 МПа, что приводит к относительно высоким скоростям деформации ~ 10 ^{— 8} с ^{— 1} .Экстраполяция лабораторных результатов на гораздо меньшие скорости деформации ∼ 10 ^{− 15} с ^{− 1} , типичные для геодинамических процессов, является неопределенной, и поэтому линейная связь между максимальным напряжением сдвига и скоростью деформации не может быть определена. исключены (например, Ranalli & Murphy 1987; Kohlstedt et al . 1995).

Независимо от этих исследований проблема существования пластичного слоя земной коры также решалась с использованием геофизических результатов. Косвенным свидетельством наличия такого слоя является отсутствие сейсмичности в нижних слоях земной коры, обнаруженное в различных тектонических провинциях (например, Vetter & Meissner, 1979; Meissner & Strehlau, 1982; Chen & Molnar, 1983) и, возможно, также в Фенноскандии (например, Slunga, 1989; Arvidsson 1996) или увеличение количества сейсмических отражателей в нижней части земной коры, что указывает на расслоение, поддерживаемое вязким течением (Meissner & Wever 1986). Хотя можно ожидать заметного влияния пластичного слоя земной коры на геодинамические процессы, исследования его значения до сих пор в основном ограничивались долгопериодными процессами (характерные времена ∼ 10 ⁶ –10 ⁸ лет), такими как рифтогенез и столкновение плит (т.г. Крузе 1991; Лобковский и Керчман, 1991) или эволюции осадочных бассейнов (например, Кауфман и Ройден, 1994). Для короткопериодных процессов (характерное время ∼ 10 ² лет) релаксация напряжения после сейсмических событий (Rydelek & Sacks, 1990; Rydelek & Pollitz, 1994) или изостатическая адаптация в ответ на добычу полезных ископаемых (Klein, 1997) используется для определения реологии нижней коры. В отличие от этих примеров, гляциально-изостатические процессы приспособления в ответ на плейстоценовые оледенения (характерные времена ~ 10 ⁴ -10 ⁶ лет), где исследования последствий пластичного слоя земной коры в значительной степени отсутствуют.Исключением является исследование Ву (1997), который исследовал влияние пластичного слоя в литосфере на поле напряжений в восточной части Канады.

Целью настоящей статьи является количественная оценка значения пластичного слоя земной коры для интерпретации наблюдений гляциально-изостатической корректировки. Подобно Wu (1997), мы ограничиваем наше исследование процессами линейной ползучести и используем теорию, разработанную для несжимаемого Максвелла вязкоупругого полупространства, подверженного поверхностной нагрузке; в отличие от него, мы основываем наши результаты на аналитическом решении и предполагаем меньшую вязкость в пластичном слое земной коры, чем в верхней мантии (раздел 2).Сравнивая отклики моделей Земли с пластичным слоем или без него в спектральной области (раздел 3), мы рассматриваем в качестве важного примера плейстоценовые фенноскандинавские оледенения и предсказываем различные признаки процесса перестройки после последней дегляциации для двух моделей Земли. в пространственной области (раздел 4). Наше исследование завершается кратким изложением основных полученных результатов (раздел 5).

2 Теоретическая модель

Теория поля, используемая в этом исследовании, описывает квазистатическую реакцию однородно-слоистого несжимаемого вязкоупругого полупространства Максвелла, подвергаемого поверхностной нагрузке.После преобразования Лапласа по времени t мы получаем дифференциальную систему второго порядка (уравнение A1). В цилиндрических координатах ( r , ϕ z ), где r — радиальное расстояние от оси нагрузки, ϕ — азимут, а z — глубина, и в предположении осесимметричного нагружения зависимость от ϕ исчезает. Наконец, используя преобразование Ганкеля относительно r , математическую формулировку задачи можно преобразовать в дифференциальную матричную систему первого порядка, которая для каждого однородного слоя принимает вид (1) В этом уравнении ∼ Y ( K , Z , S ) — Laplace- и Hankel- и Hankel- преобразован вектором раствора , содержащий преобразованные компоненты смещения и напряжения, A ( K , S ) представляет собой матрицу 4 × 4, компоненты которой характеризуют вязкоупругие свойства конкретного слоя, k — волновое число Ганкеля, а с — обратное время Лапласа. При применении соответствующих условий границы, интерфейса и регулярности решение уравнения. (1) может быть выражено в аналитической форме. Предполагая событие нагрузки Хевисайда, H ( t ), и выполняя обратное преобразование Лапласа, физическое понимание может быть получено из обсуждения функций решения в спектральном ( k , z , t ) домен. Учитывая, в частности, преобразование Ганкеля нулевого порядка вертикального смещения (вниз), ) горизонтальное перемещение, U ^[1] ( k , z , t ), и преобразование Ганкеля нулевого порядка давления нагрузки, ) H ( t ), определяем нормированных перемещений согласно (2)(3) с g гравитацией и ρ _UM плотностью верхней мантии.Заметим, что, поскольку W ^[0] /Q ^[0] =1/(ρ _UM g ) относится к жидкому полупространству с плотностью ρ _UM , смещения имеют нормированы таким образом, что W ( k , 0, t )=1 применимо к этому случаю. Для гомогенно слоистых, несжимаемого Maxwell Visceelastical The Half-Spact, явные выражения для W ( K , Z , T ) и U ( K , Z , T ) примет вид (4)(5) где W ^E ( k , z ) и U ^E ( k , z 0 равны амплитуде 60009 0,5 упругого смещения 0,5 k 0) W ^V _M ( K , Z ) и U ^V _M ( K , Z ) — вязких амплитуд для смещения, τ _m ( k ) – время релаксации, t > 0 предполагается.Соответствующие амплитуды жидкости определяются формулой (6)(7) Сравнивая уравнения (4) и (5) с уравнениями (6) и (7) соответственно, мы замечаем, что W ^E ( k , Z ) и U ^E ( K , Z ) являются начальными смещениями для T до 0 и W ^F ( K , Z ) и U ^F ( k , z )конечные водоизмещения за т до ∞. Переход от упругого отклика к отклику жидкости описывается серией экспоненциальных функций. Их общее число, M , а также отдельные амплитуды и времена релаксации определяют набор собственных функций и собственных значений дифференциальной системы и связаны с конкретным рассматриваемым наслоением (Tromp & Mitrovica, 1999a; Приложение A).

Расчет реакции в пространственной области ( r , z , t ) для произвольных нагрузок требует умножения на преобразованное по Ханкелю давление нагрузки, обратное преобразование Ханкеля и свертку во времени с историей нагружения ( подробности см. в Wolf 1985 и Breuer & Wolf 1995).

В данном исследовании используется четырехслойная модель Земли VC, состоящая из упругой верхней коры, вязкоупругой нижней коры, имитирующей пластичный коровый слой, упругой мантийной литосферы и вязкоупругого субстрата, моделирующего верхнюю мантию (табл. 1). Вязкость нижней коры η _LC = 10 ¹⁷ Па·с и ее мощность ч _LC = 10 км основана на оценках Meissner & Strehlau (1982), Kaufman & Royden (1994). ) и другие. Выбранные значения плотности ρ и модуля сдвига μ отдельных слоев и вязкости верхней мантии η _UM подобны стандартным значениям, используемым в литературе.Для сравнения рассмотрим также трехслойную модель Земли ЭК, в которой пластичный слой земной коры отсутствует и, следовательно, литосфера является чисто упругой (табл. 1).

Таблица 1

-Значения параметров используемых моделей Земли.

Таблица 1

-Значения параметров используемых моделей Земли.

3 Результаты вычислений: спектральная область

Мы начнем с обсуждения вектора решения в спектральной области и рассмотрим, в частности, вертикальные и горизонтальные смещения поверхности для события нагрузки Хевисайда.На рис. 1 показаны спектры времени релаксации, упругих амплитуд, вязких амплитуд и амплитуд жидкости для моделей Земли VC и EC. Для удобства сравнения с решениями, доступными для сферических моделей Земли, используется нормализованное волновое число Ганкеля, n := k a , где a — радиус Земли. Кроме экспоненциальных вкладов в смещения, рассчитанных по уравнениям (4) и (5), выделяются (физические) вязкие моды , связанные с характерными особенностями вязкоупругого расслоения.Прежде чем мы более подробно обсудим вязкие моды, необходимо объяснить их классификацию. Это основано на лагранжиане уравнения импульса (например, Backus & Gilbert 1967; Peltier 1976; Tromp & Mitrovica 1999b), что приводит к выражениям плотности потенциала сдвига, M ( z ), и гравитационно-потенциальная плотность, R ( z ) (Приложение А). Далее мы различаем мод плавучести , которые показывают значительную величину в M ( z ) и R ( z ) и вязкоупругих мод , которые показывают значительную магнитуду только в M z ).

Рисунок 1

(a), (b) времена релаксации, (c), (d) нормированные амплитуды вертикальной поверхности и (e), (f) нормированные амплитуды горизонтальной поверхности как функции нормализованного волнового числа. Расчеты относятся к модели Земли VC (слева) и модели Земли EC (справа). Амплитуды поверхности нормированы согласно уравнениям (2) и (3), а волновое число согласно формуле n := тыс. лет назад , где a — радиус Земли. Символы M0, MC, L0, LC и L1 _{1, 2} обозначают вязкие моды; символы E и F обозначают упругую и жидкостную амплитуды соответственно.

Рис. 1

(a), (b) времена релаксации, (c), (d) нормированные амплитуды вертикальной поверхности и (e), (f) нормированные амплитуды горизонтальной поверхности как функции нормированного волнового числа. Расчеты относятся к модели Земли VC (слева) и модели Земли EC (справа). Амплитуды поверхности нормированы согласно уравнениям (2) и (3), а волновое число согласно формуле n := тыс. лет назад , где a — радиус Земли. Символы M0, MC, L0, LC и L1 _{1, 2} обозначают вязкие моды; символы E и F обозначают упругую и жидкостную амплитуды соответственно.

На рис. 2 показаны потенциальные плотности вязких мод для моделей Земли VC и EC и для волновых чисел n =2, 20 и 200 в зависимости от глубины. Разделим вязкие моды на две группы. Для обеих моделей Земли первая группа (моды M0 и L0) связана с границей между литосферой и мантией ( z =110 км). Вторая группа (моды MC, LC, L1 ₁ и L1 ₂ ) появляется только для модели Земли VC и связана с границами в кровле ( z =35 км) и основании ( z =45 км). км) нижней коры.

Рис. 2 модель Земли EC (справа) и для нормированных волновых чисел 2, 20 и 200 в зависимости от глубины. Потенциальные плотности нормированы относительно абсолютного максимума вне пластичного слоя земной коры, значение которого указано вверху каждого графика. Рис. 2 и модели Земли EC (справа) и для нормированных волновых чисел 2, 20 и 200 в зависимости от глубины.Потенциальные плотности нормированы относительно абсолютного максимума вне пластичного слоя земной коры, значение которого указано вверху каждого графика.

Начиная с первой группы мода М0 оказывается приуроченной в основном к верхней мантии, где для n =2, 20 M ( z ) и R одинаковые величины, но противоположные знаки. Это классифицирует M0 как режим плавучести (например, Wu & Peltier 1982; Wolf 1985). Для моды L0 M ( z ) имеет меньшую величину в мантии, чем в литосфере, и сильно сфокусирован на границе между литосферой и мантией.В отличие от этого поведение R ( z ), которое обычно мало по величине. Это указывает на то, что на моду L0 практически не влияет плавучесть, и поэтому она является вязкоупругой модой. Для n =200 R ( z ) практически равно нулю для мод M0 и L0, а M ( z ) сосредоточено на границе между литосферой и мантией. Это говорит о том, что моду М0 больше нельзя классифицировать как моду плавучести. Здесь интересно отметить, что если R ( z ) тождественно обращается в нуль для конкретной вязкой моды, то вклады M ( z ) должны компенсировать друг друга для этой моды согласно уравнениям (A2 ), (А6) и (А7).

Во второй группе мод M ( z ) для моды MC приурочена в основном к нижней части коры, тогда как R ( z ) для этой моды имеет в мантии такую ​​же величину, что и для моды M0 . Это классифицирует моду МС как дополнительную моду плавучести. Поведение M ( z ) для моды LC сравнимо с таковым для моды L0, но M ( z ) теперь приурочено к верхней части коры. Поскольку R ( z ) почти исчезает для всех волновых чисел, это классифицирует моду LC как дополнительную вязкоупругую моду.Потенциальные плотности для мод L1 ₁ и L1 ₂ не могут быть приурочены к нижней части земной коры, а для n =2 L1 ₂ показывает характеристики плавучести. Однако величины плотностей потенциала обычно намного меньше, чем для других мод. Только при n =200 величина M ( z ) для моды L1 ₁ становится более значимой, и зависимость от глубины аналогична таковой для моды LC.

При изучении спектров времени релаксации (рис. 1а и б) мы выделяем моды M0 и L0 первой группы для обеих моделей Земли. Более интересна вторая группа, в частности мода MC, для которой времена релаксации для низких волновых чисел чрезвычайно велики, несмотря на ее связь с нижней корой, чье время Максвелла, η _LC /μ _LC , составляет <1 года ( Рис. 1а). Времена релаксации пары мод L1 ₁ и L1 ₂ , возникающие для модели Земли VC, близки к максвелловскому времени нижней коры.

Значение моды MC для процессов ледниково-изостатической адаптации можно понять из обсуждения амплитудных спектров вертикального смещения (рис. 1c и d). Особенно поучительно рассмотрение амплитуды жидкости при малых волновых числах. Для модели Земли EC это просто сумма упругой амплитуды и вязкой амплитуды, связанной с модой плавучести M0, поддерживаемой верхней мантией с плотностью ρ _UM . Совершенно иной является модель Земли VC, для которой амплитуда жидкости при малых волновых числах также контролируется модой плавучести MC. Эта мода поддерживается нижней корой с меньшей плотностью ρ _LC , что приводит к увеличению амплитуды флюида в ρ _UM /ρ _LC раз . Длительная релаксация × моды MC для малых волновых чисел связана с малой относительной толщиной нижней коры при этих волновых числах, что ограничивает скорость бокового смещения материала внутри пластичного «канала» (например, Kruse 1991). Ввиду малой глубины нижней коры мода МС еще сильнее возбуждается при больших волновых числах n ∼ 100, где, однако, амплитуда флюида снижается из-за изгибной жесткости упругой верхней коры.

Основной особенностью амплитудных спектров горизонтального смещения (рис. 1д и е) является появление пиков вязких амплитуд при волновых числах, при которых происходит чередование двух мод (Вольф, 1997). Однако вклады отдельных пиков в значительной степени компенсируют друг друга ввиду близких времен релаксации мод вблизи этих волновых чисел. Для обеих моделей Земли упругие амплитуды практически ничтожны. Поведение вязких амплитуд от n до 0 представляет собой простой полюс, который подавляется двойным корнем ядра Ганкеля n /a до 0 при обратном преобразовании в пространственную область.

Дальнейшее понимание значения вязкоупругой нижней коры и значения мод M0 и MC может быть получено путем изучения временной зависимости вертикального смещения для случая нагрузки Хевисайда. Это показано на рис. 3 для моделей Земли VC и EC на поверхности ( z =0) и в кровле мантийной литосферы ( z =45 км).

Рисунок 3

Нормированное вертикальное перемещение как функция времени после приложения нагрузки Хевисайда для нормированных волновых чисел (a), (b) 2, (c), (d) 20 и (e), (f) 200 на поверхности (сплошная линия) и у основания коры (пунктир).Расчеты относятся к модели Земли VC (слева) и модели Земли EC (справа). Символы τ _M0 и τ _MC обозначают времена релаксации мод M0 и MC.

Рисунок 3

Нормированное вертикальное перемещение как функция времени после приложения нагрузки Хевисайда для нормированных волновых чисел (a), (b) 2, (c), (d) 20 и (e), (f) 200 на поверхности (сплошная линия) и в основании коры (пунктир). Расчеты относятся к модели Земли VC (слева) и модели Земли EC (справа).Символы τ _M0 и τ _MC обозначают времена релаксации мод M0 и MC.

Для обеих моделей Земли и для n =2 и n =20 вертикальное смещение поверхности изначально контролируется режимом M0. Однако для модели Земли VC длительное время релаксации, связанное с модой MC, приводит к дополнительной корректировке, когда вертикальное смещение поверхности увеличивается от значения 1 до значения ρ _UM /ρ _LC между 10 ⁶ и 10 ⁸ лет после начала нагрузки.Для обеих моделей Земли и для n =2 и n =20 мантийная литосфера сначала следует за смещением поверхности, но для земной модели VC мода MC снова становится важной через ∼ 10 ⁶ лет. В отличие от поверхности амплитуды мод M0 и MC теперь имеют противоположный знак, так что кровля мантийной литосферы возвращается в исходное положение в флюидном пределе. Это следствие отскока мантийной литосферы и верхней мантии. При n =200 релаксация × мод M0 и MC в модели Земли VC очень близка.Однако из-за изгибной жесткости упругой верхней коры в земной модели VC нормированное вертикальное смещение поверхности достигает только значения ∼ 0,05 в флюидном пределе, тогда как из-за отделения верхней коры от мантийной литосферы , вертикальное смещение в кровле мантийной литосферы в этом пределе еще обращается в нуль. В противоположность этому поведение модели Земли EC для n =200. Теперь мантийная литосфера связана с верхней корой и, следовательно, следует за поверхностью.Ввиду большей изгибной жесткости чисто упругой литосферы смещения, однако, еще больше уменьшаются, и нормированное вертикальное поверхностное смещение достигает только значения ~ 0,01.

4 Результаты вычислений: пространственная область

Теперь мы сравним отклики моделей Земли VC и EC в пространственной области. В качестве примера рассмотрим плейстоценовые фенноскандинавские оледенения, которые моделируются с помощью осесимметричной модели нагрузки. В частности, мы предполагаем последовательность из 10 оледенений, каждое из которых имеет продолжительность 100 тыс. лет с линейным увеличением объема нагрузки продолжительностью 90 тыс. лет и линейным уменьшением продолжительностью 10 тыс. лет.Поперечное сечение нагрузки принимается параболическим, а толщина осевой нагрузки для ледниковых максимумов, h _L , принимается равной 2200 м, что соответствует давлению осевой нагрузки ~ 20 МПа. За исключением последнего оледенения, радиус нагрузки r _L остается фиксированным и составляет 1000 км. Во время последней дегляциации объем груза уменьшается в пять этапов, где радиус и толщина варьируются таким образом, что применяется h _L ² / r _L = константа (рис.4). Предполагается, что настоящее время (PT) соответствует t =0, окончание дегляциации (EOD) принято в t =− 8 тыс. лет, а последний ледниковый максимум (LGM) – в t =− 18 тыс. лет. .

Рисунок 4

Уменьшение толщины груза и радиуса груза в соответствии с h ² _L / r _L = постоянная для линейного уменьшения объема груза во время последнего таяния льда (штриховая линия) и дискретизация груза используемая толщина и радиус нагрузки (твердое тело).Аббревиатуры LGM, EOD и PT обозначают последний ледниковый максимум, конец дегляциации и настоящее время соответственно.

Рисунок 4

Уменьшение толщины груза и радиуса груза в соответствии с h ² _L / r _L = постоянная для линейного уменьшения объема груза во время последней дегляциации (пунктиром) Толщина нагрузки и используемый радиус нагрузки (твердые). Аббревиатуры LGM, EOD и PT обозначают последний ледниковый максимум, конец дегляциации и настоящее время соответственно.

Начнем с изучения последствий вязкоупругой нижней коры для изменения деформации. Рассматривая сначала скорость вертикального смещения на ПТ, мы замечаем, что на ее величину лишь незначительно влияет наличие вязкоупругой нижней коры (рис. 5а). Это связано с тем, что вклад моды в скорость изменения обратно пропорционален времени релаксации моды и, таким образом, намного меньше для моды MC, чем для моды M0 при доминирующих волновых числах около n = 20 в спектре нагрузки вблизи ЛГМ.Достаточно большая разница между скоростями горизонтального смещения на ПТ для моделей Земли VC и EC (рис. 5б) связана с более сложными спектрами горизонтальных амплитуд (рис. 1д и е). К сожалению, полезность этой величины для определения пластичного слоя ограничена ее столь же сильной чувствительностью к латеральным неоднородностям (Gasperini 1990).

Рисунок 5

(a) (Вниз) скорость вертикального смещения поверхности и (b) (наружу) скорость горизонтального смещения поверхности в PT в зависимости от радиального расстояния по отношению к оси нагрузки.Расчеты относятся к модели Земли VC (сплошная линия), модели Земли EC (штриховая линия) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 оледенений Фенноскандинавии (см. текст).

Рисунок 5

(a) (вниз) скорость вертикального смещения поверхности и (b) (наружу) скорость горизонтального смещения поверхности в PT в зависимости от радиального расстояния по отношению к оси нагрузки. Расчеты относятся к модели Земли VC (сплошная линия), модели Земли EC (штриховая линия) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 оледенений Фенноскандинавии (см. текст).

Далее мы рассмотрим гравитационные сигнатуры, связанные с деформацией при ПТ. Для гравитационной аномалии в свободном воздухе (обозначенной фиксированной, рис. 6а) мы находим, что наличие вязкоупругой нижней коры в модели Земли ВК вызывает меньший эффект, чем ожидалось, от усиленного вертикального смещения поверхности после 10 оледенений (рис. 3). Это связано с тем, что для модели Земли VC кумулятивное воздействие 10 оледенений одновременно вызывает уменьшенное вертикальное смещение более плотной мантийной литосферы (рис.3), что частично компенсирует дополнительный поверхностный вклад. Релаксация дополнительного вертикального смещения в модели Земли VC после LGM происходит на длительном временном масштабе моды MC и поэтому очень мала на PT. Вследствие этого на скорость изменения силы тяжести (отнесенную к фиксированной материальной точке ) лишь незначительно влияет мода MC (рис. 6b), а разница между моделями Земли EC и VC аналогична той, которая обнаружена для вертикального смещения. скорость (рис.5а).

Рисунок 6

(a) Аномалия силы тяжести в свободном воздухе и (b) скорость изменения силы тяжести на PT в зависимости от радиального расстояния от оси нагрузки. Расчеты относятся к модели Земли VC (сплошная линия), модели Земли EC (штриховая линия) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 оледенений Фенноскандинавии (см. текст).

Рисунок 6

(a) Гравитационная аномалия в свободном воздухе и (b) скорость изменения силы тяжести на PT в зависимости от радиального расстояния от оси нагрузки.Расчеты относятся к модели Земли VC (сплошная линия), модели Земли EC (штриховая линия) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 оледенений Фенноскандинавии (см. текст).

Еще одним наблюдаемым явлением, связанным с деформацией, является напряжение. Удобной мерой его отклонения от гидростатического напряжения, относящегося к невозмущенному начальному состоянию, является максимальное напряжение сдвига, определяемое соотношением t мин — максимальное и минимальное главные напряжения соответственно.В LGM разделение на два отдельных упругих слоя в модели Земли VC четко отражается t _SS (рис. 7а). В верхней части земной коры поле напряжений типично для изогнутого эластичного слоя, наложенного на жидкий субстрат (например, Klemann & Wolf 1998). Таким образом, распределение почти симметрично относительно срединной плоскости верхней коры с парами максимумов, расположенных вблизи границы нагрузки. В мантийной литосфере симметрия аналогична, но максимумы меньше.Промежуточная нижняя кора характеризуется полем гидростатических напряжений. Отметим, что такое разделение упругих слоев не было обнаружено Ву (1997). Причина такой разницы в поведении заключается в том, что он использовал вязкость 10 ²² Па·с для пластичного слоя, что выше, чем вязкость 10 ²¹ Па·с в мантии. Распределение t _SS в чисто упругой литосфере модели Земли EC на LGM показывает картину, ожидаемую для изогнутого упругого слоя, наложенного на жидкий субстрат (рис.7б). При EOD симметрии в значительной степени нарушены для обеих моделей Земли, но разделение двух упругих слоев нижней корой в модели Земли VC сохраняется (рис. 7c и d). На ПТ максимумы t _SS уменьшились до значений 2–3 МПа. Вблизи поверхности распределения напряжений одинаковы для обеих моделей Земли. Однако ввиду большого времени релаксации моды MC большие значения напряжений достигаются вблизи кровли и основания мантийной литосферы в модели Земли VC (рис. 7д и е).

Рисунок 7

Максимальное касательное напряжение в единицах МПа в зависимости от радиального расстояния и глубины для рассматриваемых эпох. Расчеты относятся к модели Земли VC (слева), модели Земли EC (справа) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 фенноскандинавских оледенений (см. текст). Черные полосы указывают на расширение нагрузки на LGM.

Рисунок 7

Максимальное напряжение сдвига в единицах МПа в зависимости от радиального расстояния и глубины для рассматриваемых эпох.Расчеты относятся к модели Земли VC (слева), модели Земли EC (справа) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 фенноскандинавских оледенений (см. текст). Черные полосы указывают на расширение нагрузки на LGM.

Представляет интерес влияние поля напряжений на сейсмичность. Это может быть выражено количественно с точки зрения возрастающего запаса устойчивости к разломам (FSM), который является мерой вызванного нагрузкой увеличения разницы между напряжением разрушения в соответствии с законом Кулона и максимальным напряжением сдвига (Johnston 1989).Таким образом, положительные значения инкрементного автомата указывают на повышение стабильности, а отрицательные значения на снижение стабильности. Важными особенностями эволюции добавочного FSM вблизи поверхности являются (1) стабилизация во время нагрузки (Johnston 1987) и (2) дестабилизация после снятия нагрузки, даже для изначально стабильных мест (Wu & Hasegawa 1996a,b; Johnston 1998). ). Для модели нагрузки, используемой в настоящем исследовании, дестабилизация происходит для модели Земли VC ~ на 1 тыс. лет позже, чем для модели Земли EC (рис. 8а и б).Также представляют интерес стрессовых режимов, вызванных нагрузкой (рис. 8c и d). Поскольку в поле полных напряжений в Фенноскандии преобладает сжимающее тектоническое напряжение , ориентированное с северо-запада на юго-восток (например, Grünthal & Stromeyer 1992), режимы надвигов, указанные ниже нагрузки на PT, усиливают тенденцию к надвигам. В отличие от этого, режимы сдвигов и растяжений указаны вблизи предела нагрузки, которые противоречат режиму сжимающих тектонических напряжений и, следовательно, не ожидается, что они будут поддерживать сдвиги и сбросы, соответственно, при его наличии.

Рисунок 8

(a), (b) Инкрементальный FSM и (c), (d) режимы напряжения на поверхности как функции радиального расстояния и времени по отношению к PT для гидростатического начального напряжения. Расчеты относятся к модели Земли VC (слева), модели Земли EC (справа) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 фенноскандинавских оледенений (см. текст). Черные полосы указывают на расширение нагрузки на LGM. Цифры на контурах показывают приращение конечного автомата в единицах МПа.Светло-серые оттенки указывают на надвиговые режимы, средне-серые — сдвиговые режимы, темно-серые — режимы растяжения, а белые — пространственно-временные области положительного добавочного FSM.

Рисунок 8

(a), (b) Инкрементальный FSM и (c), (d) режимы напряжения на поверхности в зависимости от радиального расстояния и времени по отношению к PT для гидростатического начального напряжения. Расчеты относятся к модели Земли VC (слева), модели Земли EC (справа) и модели осесимметричной нагрузки, имитирующей 10 фенноскандинавских оледенений (см. текст).Черные полосы указывают на расширение нагрузки на LGM. Цифры на контурах показывают приращение конечного автомата в единицах МПа. Светло-серые оттенки указывают на надвиговые режимы, средне-серые — сдвиговые режимы, темно-серые — режимы растяжения, а белые — пространственно-временные области положительного добавочного FSM.

Это подтверждается рис. 9 и 10, на которых показаны эффекты, вызванные линейной суперпозицией поля напряжений, вызванных нагрузкой, и однородного поля тектонических напряжений со значениями ∼ 50 и ∼ 45 МПа для максимальной и минимальной горизонтальной главной напряжения сжатия p _Hmin и p _Hmax соответственно.Чтобы показать экстремальные эффекты, эволюция инкрементного FSM и режимов напряжений построена для профиля, ориентированного СЗ-ЮВ, т. е. коллинеарного p _Hmax (рис. 9), и для профиля, ориентированного СВ –ЮЗ, т.е. перпендикулярно p _Hmax (рис. 10). Для обеих ориентаций режимы растяжения и сдвига, связанные с вызванными нагрузкой напряжениями вблизи предела нагрузки (рис. 8в и г), теперь характеризуются устойчивостью. Таким образом, сохраняется только режим тяги ниже нагрузки после ЭОД.Интервал неустойчивости продолжается до момента ПН вокруг оси нагрузки, но заканчивается несколько раньше, чем без тектонического напряжения вблизи предела нагрузки. Сравнение рис. 9 и 10 показывает, что различия, возникающие из-за ориентации профиля относительно тектонического напряжения, невелики.

Рисунок 9

То же, что и на рис. 8, но включая наложенное однородное тектоническое напряжение с максимальным и минимальным горизонтальными сжимающими напряжениями p _Hmax =50 МПа и p _Hmin =45 МПа и профиль, ориентированный коллинеарно p _Hmax .

Рисунок 9

То же, что и на рис. 8, но с учетом наложенного однородного тектонического напряжения с максимальным и минимальным горизонтальными сжимающими напряжениями p _Hmax =50 МПа и p _Hmin =45 МПа и ориентированным коллинеарно к профилю p _Hmax .

Рисунок 10

То же, что и на рис. 8, но включая наложенное однородное тектоническое напряжение с максимальным и минимальным горизонтальными сжимающими напряжениями p _Hmax =50 МПа и p _Hmin =45 МПа и профиль, ориентированный5 перпендикулярно 9000 p _Hmax .

Рисунок 10

То же, что и на рис. 8, но с учетом наложенного однородного тектонического напряжения с максимальным и минимальным горизонтальными сжимающими напряжениями p _Hmax =50 МПа и p _Hmin =45 МПа и профилем, ориентированным перпендикулярно p _Hmax .

Сравнивая поведение двух моделей Земли на рис. 9 и 10, мы находим результаты, аналогичные результатам, полученным Ву (1997). Таким образом, для модели Земли VC пространственно-временная область отрицательного приращения FSM больше, а вблизи предела нагрузки интервал отрицательного приращения FSM больше, чем для модели EC (рис. 9c и d и 10c и d).С другой стороны, величины инкрементного FSM меньше для модели земли VC, чем для модели земли EC, в результате более быстрой релаксации напряжения вблизи поверхности для модели земли VC (рис. 9а и полосы 10а и б).

5 Заключительные замечания

Основные результаты настоящего исследования заключаются в следующем.

(1) Сравнение спектров времени релаксации и амплитуды слоистых вязкоупругих моделей земли Максвелла VC и EC показывает, что вязкоупругая нижняя кора, моделирующая пластичный слой земной коры, поддерживает медленно затухающий режим MC, который способен заметно модифицировать деформация, связанная с обычной модой M0, присутствующей в обеих моделях недр.

(2) Для простой модели последовательности оледенений в Фенноскандии в плейстоцене ожидаются результаты в пространственно-временной области для измерений абсолютной деформации, таких как гравитационная аномалия в свободном воздухе и поле напряжений. отражать наличие пластичного слоя земной коры. Это подтверждается для поля напряжений. Для гравитационной аномалии в свободном воздухе вклады, возникающие в результате вертикальных смещений на поверхности и в верхней части мантийной литосферы, частично компенсируют друг друга и, следовательно, маскируют различия в деформационном поведении между двумя моделями Земли.

(3) В отличие от этого меры относительной деформации, такие как скорости вертикального смещения и изменения силы тяжести. В хорошем приближении они обратно пропорциональны временам релаксации более быстро затухающей моды M0 и, следовательно, менее подвержены влиянию пластичного слоя земной коры.

(4) В совокупности результаты показывают, что при наличии пластичного слоя земной коры его присутствие следует учитывать при интерпретации ледниково-изостатической корректировки.

Благодарности

Мы хотели бы поблагодарить Jeroen Tromp и Jerry Mitrovica за предоставление нам двух рукописей перед публикацией, а также Jerry Mitrovica и Patrick Wu за конструктивные комментарии. Исследование ВК было поддержано стипендией для выпускников Немецкого исследовательского фонда (DFG).

Ссылки

1

,

1996

Фенноскандинавские землетрясения: разрыв всей земной коры, связанный с послеледниковым отскоком,

Наука

,

274

,

744

–

746

2

,

1967

Численные приложения формализма для геофизических обратных задач,

Геофиз. Дж. Р. астр. соц.

,

13

,

247

–

276

3

,

1995

Деледниковый выход суши и латеральная неоднородность верхней мантии на архипелаге Шпицберген — I. Первые результаты для моделей с простой нагрузкой,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

121

,

775

–

788

4

,

1983

Глубины очагов внутриконтинентальных и внутриплитных землетрясений и их влияние на тепловые и механические свойства литосферы,

Дж.геофиз. Рез.

,

88

,

4183

–

4214

5

,

1986

Перспективный подход к проблеме нелинейной вязкоупругости и толщины механической литосферы,

Ж. геофиз. Рез.

,

91

,

8295

–

8313

6

,

1990

Влияние изменений латеральной вязкости на послеледниковый отскок: значение для последних трендов уровня моря,

Геофиз.Рез. лат.

,

17

,

5

–

8

7

,

1992

Недавнее поле напряжений земной коры в Центральной Европе: траектории и моделирование методом конечных элементов,

Ж. геофиз. Рез.

,

97

,

11 805

–

11 820

8

,

1987

Подавление землетрясений крупными континентальными ледяными щитами,

Природа

,

330

,

467

–

469

9

,

1989

Влияние больших ледяных щитов на генезис землетрясений, в

581

–

599

10

,

1998

Зависимость величины горизонтального напряжения от размерности нагрузки в моделях отскока ледников,

Геофиз.Дж. Междунар.

,

132

,

41

–

60

11

,

1994

Поток в нижней части земной коры в условиях растяжения: ограничения из района холма Халлоран, восточная часть пустыни Мохаве, Калифорния,

Ж. геофиз. Рез.

,

99

,

15 723

–

15 739

12

,

1997

Деформация земной коры на северо-западе Германии, вызванная горными работами: моделирование реологической структуры литосферы,

Планета Земля. науч. лат.

,

147

,

107

–

123

13

,

1998

Моделирование напряжений в фенноскандинавской литосфере, вызванных плейстоценовыми оледенениями,

Тектонофизика

,

294

,

291

–

303

14

,

1995

Прочность литосферы: ограничения, налагаемые лабораторными экспериментами,

Дж.геофиз. Рез.

,

100

,

17 587

–

17 602

15

,

1991

Расширение литосферы вблизи озера Мид, Невада: модель вязкого течения в нижней части земной коры,

Ж. геофиз. Рез.

,

96

,

4435

–

4456

16

,

1991

Двухуровневая концепция тектоники плит: приложение к геодинамике,

Тектонофизика

,

199

,

343

–

374

17

,

1982

Пределы напряжений в континентальной коре и их связь с глубинно-частотным распределением мелких землетрясений,

Тектоника

,

1

,

73

–

89

18

,

1986

Характер и развитие земной коры по данным глубокого отражения немецких варисцидов, в

31

–

42

19

,

1976

Ледниково-изостатическая корректировка — II. Обратная задача,

Геофиз. Дж. Р. астр. соц.

,

46

,

669

–

705

20

,

1987

Реологическая стратификация литосферы,

Тектонофизика

,

132

,

281

–

295

21

,

1994

Ископаемый штамм землетрясений в Новом Мадриде 1811–1812 гг.,

Геофиз. Рез. лат.

,

21

,

2303

–

2306

22

,

1990

Астеносферная вязкость и диффузия напряжений: механизм объяснения коррелированных землетрясений и поверхностных деформаций на северо-востоке Японии,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

100

,

39

–

58

23

,

1989

Механизмы очагов и напряжения земной коры на Балтийском щите, в

261

–

276

24

,

1999

а

Поверхностное нагружение вязкоупругого грунта — I.Общая теория,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

137

,

847

–

855

25

,

1999

б

Поверхностное нагружение вязкоупругого грунта — II. Сферические модели,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

137

,

856

–

872

26

,

1979

Реологические свойства литосферы и приложения к пассивным континентальным окраинам,

Тектонофизика

,

59

,

367

–

380

27

,

1978

Законы ползучести мантии Земли,

Фил.Транс. Р. Соц. Лонд.

, А,

288

,

9

–

26

28

,

1985

Нормальные моды слоистого несжимаемого полупространства Максвелла,

Ж. Геофиз.

,

57

,

106

–

117

29

,

1991

Задача Буссинеска о вязкоупругости,

Терра Нова

,

3

,

401

–

407

30

,

1997

Прогнозы деформации и изменения силы тяжести, вызванные недавним таянием ледяной шапки Ватнайокудль, Исландия, в

311

–

319

31

,

1976

По принципу Рэлея,

Геофиз. Дж. Р. астр. соц.

,

46

,

11

–

22

32

,

1997

Влияние структуры вязкости на потенциал разломов и ориентацию напряжений в восточной Канаде,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

130

,

365

–

382

33

,

1996

a

Индуцированные напряжения и вероятность разломов в восточной Канаде из-за дисковой нагрузки: предварительный анализ,

Геофиз.Дж. Междунар.

,

125

,

415

–

430

34

,

1996

b

Индуцированные напряжения и вероятность разломов в восточной Канаде из-за реальной нагрузки: предварительный анализ,

Геофиз. Дж. Междунар.

,

127

,

215

–

229

35

,

1982

Вязко-гравитационная релаксация,

Геофиз. Дж. Р. астр. соц.

,

70

,

435

–

485

Приложение

Приложение A: Расчет потенциальной плотности

Следуя Tromp & Mitrovica (1999a), мы определяем уравнение в вариациях J [ u ] :=(L u , u )/2 с помощью скалярного произведения ( u , v ): = int _v u ˙ v * d ³ x , где u , v ∈ C ² ( v ), который пространство дважды непрерывно дифференцируемых функций на объеме V . Символ L — эрмитов дифференциальный оператор однородного дифференциального уравнения, L u = 0 , u — его собственная функция, звездочка обозначает сопряженный комплекс. Если L u является уравнением импульса, эта форма J приводит к (физическому) лагранжиану в терминах плотности энергии (например, Бэкус и Гилберт, 1967; Вудхаус, 1976).

В нашей задаче линейный дифференциальный оператор L определяется преобразованным по Лапласу импульсом и определяющими уравнениями для однородной несжимаемой вязкоупругой жидкости Максвелла.Обозначая преобразование Лапласа тильдой и используя тензорное обозначение, оно принимает вид (например, Wolf 1985, 1991) (A1) При однородных граничных условиях оператор L является самосопряженным, а смещение ∼ u _i , является собственной функцией (например, Тромп и Митровица, 1999а). Первые три члена суммы в уравнении (A1) представляет собой вязкоупругую силу с ∼ p дополнительным давлением материала, δ _ij символом Кронекера и ∼ μ :=∼ m ₂ σ произведением функции сдвиговой релаксации, 0 m ₂ и собственное значение σ. Последний член суммы представляет собой выталкивающую силу с плотностью ρ и силой тяжести г . (A1), мы можем разделить вклады, включающие ∼ μ и ρ соответственно, определив сдвиговый потенциал E _μ и гравитационный потенциал E _ρ , где (A2) применимо к каждой собственной функции ∼ и _и (Тромп и Митровица, 1999а).Сдвиг и гравитационные потенциалы принимают формы (A3) (A4), где ~ ε _IJ : = (~ u _{J , I} + ~ U _{I , J} )/2 — это деформация, а звездочка опущена, потому что все величины реальны. Обратите внимание, что подынтегральная функция в уравнении (A3) формально согласуется с плотностью энергии сдвига для упругого случая (Woodhouse, 1976). с точки зрения водоизмещения компонентов U ^V _m и W ^V _m .Предполагая, что осесимметричные возмущения, у нас есть (A5), где j _n ( kr ) — это бесельская функция первого рода и N -й порядок и E и R и E _z — единичные векторы в положительных направлениях r и z соответственно. уравнение (A5) представляет m -ю собственную функцию уравнения. (A1) для отдельного волнового числа, k , в пространственной области.Соответствующее собственное значение равно σ _м = − 1/τ _м . Распределение потенциалов по глубине дано (например, Peltier 1976; Tromp & Mitrovica 1999b) (A6)(A7), где оцениваются плотности потенциалов M ( z ) и R ( z ). вставив экв. (A5) в уравнения (A3) и (A4) и интегрирование по радиальному расстоянию r и азимуту ϕ. Поскольку интеграл по r не конечен, выражения нормированы относительно 2π int ₀ ^∞ [J ₀ ( кр )] ² р др .Уравнения для потенциальных плотностей m -й собственной функции для отдельного волнового числа принимают вид (A8)(A9)

Земная кора — обзор

3 Земная кора

Земная кора — наиболее важный внутренний регион, обеспечивающий окружающую среду, природные ресурсы и геологические опасности, влияющие на человечество. Сложность структуры и геологическая история континентальной коры очевидны из поверхностных наблюдений, дающих важные подсказки в наших попытках понять внутреннюю часть Земли, однако важно знать структуру на глубине.С очень редким бурением, ограниченным верхними 10 км земной коры, большая часть наших знаний о in-situ структуре океанической и континентальной коры была получена с помощью сейсмологических исследований, как описано в другом месте в этом томе (см. главу 54). Муни и др. и Глава 55 Миншалла). Это снова свойства упругих волн, особенно их отражение и преломление на границах раздела, на которых происходят резкие изменения свойств материала (например,g., плотность, сжимаемость, жесткость), что позволяет определить детальные модели расслоения земной коры и границы коры и мантии (сейсмически определяемой границы состава, называемой границей Мохоровича или «Мохо» в честь ее первооткрывателя в 1909 г.) путем анализа плотные профили записей движения грунта как для естественных, так и для антропогенных источников. Сейсмология предоставляет информацию о геометрии границы раздела, абсолютных сейсмических скоростях, наличии частичного плавления и структурной анизотропии земной коры, которую затем можно интерпретировать с точки зрения состава горных пород и истории деформации путем сравнения с лабораторными измерениями полевых образцов, сопровождаемых геологическими реконструкциями. .

Грубые различия между свойствами океанической и континентальной земной коры были впервые обнаружены в 1950-х годах путем сочетания исследований рефракции и силы тяжести и первого анализа наблюдений дисперсии волн Рэлея и Лява в диапазоне периодов 10–70 с. Наблюдения за волнами Лява, в частности, предоставили убедительные доказательства средней толщины океанической коры около 6 км, при этом как волны Рэлея, так и волны Лява указывают на типичную континентальную толщину около 35 км (например, Ewing et al., 1957). Достижения в вычислительных возможностях, обратной теории и качестве данных позволили повысить разрешение внутренних слоев земной коры с помощью инверсии поверхностных волн, что привело к современным возможностям, описанным в главах 11 (Романович) и 54 (Муни и др. ). Поверхностные волны обеспечивают модели свойств земной коры с относительно ограниченным разрешением, включающие обширное глубинное и поперечное усреднение фактической структуры, но интегральные ограничения поверхностных волн могут быть объединены с информацией о объемных волнах для получения надежных подробных структур земной коры.

Высокое разрешение внутренних свойств земной коры достигается за счет использования сейсмических объемных волн с частотами 1–100 Гц и даже выше для очень мелководных изображений, сопровождаемых близким расстоянием между станциями (метры до километров), чтобы избежать пространственного наложения. Сбор и обработка данных, связанных с анализом плотных линейных и двумерных развертываний высокочастотных сейсмографов, обычно определяется как область сейсмологии отражения, при этом необходимы отдельные стратегии для анализа гораздо более разреженных наборов данных, доступных для выборки более глубоких внутренних слоев в глобальном масштабе. (см. главы о визуализации земной коры). На промежуточных уровнях разрешения методы рефракционной сейсмологии, изучение первичных вступлений прямых, отраженных и встречных волн, пересекающих земную кору как от естественных, так и от антропогенных источников, обеспечивают ограничения на общий волновод земной коры.

Общие характеристики структуры скоростей земной коры, мощности и региональных вариаций были обобщены Christensen and Mooney (1995) и Mooney et al. (1999). Исследования отражения и преломления в сотнях мест по всему миру установили, что в различных тектонических средах существуют характерные структуры земной коры.Скорости и толщина P для различных типов земной коры представлены на рис. 4. Обратите внимание, что толщина водного слоя включена для океанических структур. Средняя скорость P земной коры составляет 6,45 ± 0,21 км с ^-1 , средняя мощность континентальной коры — около 40 км, а средняя толщина океанической коры — 12,6 км, в том числе 4,0 км океанской воды (Christensen and Mooney, 1995). ). Контурная карта мощности земной коры, включая глубину воды, с разрешением 5° × 5° показана на рисунке 5.Подобные сейсмические модели земной коры обеспечивают основу для петрологических интерпретаций с использованием лабораторных измерений скоростей в вероятных материалах земной коры при соответствующих давлениях и температурах. Кристенсен и Муни (1995) обобщают современные выводы о петрологии земной коры; верхней части континентальной коры соответствует разнообразная литология, включая низкосортные метаморфические породы и кислые гнейсы класса амфиболитовой фации, средней континентальной коре соответствуют тоналитовые гнейсы, гранитные гнейсы и амфиболиты, а нижняя континентальная кора соответствует габбро и основным гранулитам.По-видимому, содержание граната увеличивается с глубиной, а мафические гранатовые гранулиты составляют самую нижнюю часть коры. Локализованные модели земной коры также играют ключевую роль в раскрытии тектонической истории, горообразования и событий растяжения, неглубоких вулканических процессов и эволюции бассейнов, не говоря уже о критической роли моделей высокого разрешения в разведке нефти и минеральных ресурсов. Многие дополнительные подробности о строении земной коры приведены в сопроводительных главах, посвященных строению земной коры. Признавая, что континентальная и океаническая кора была извлечена из недр в результате процессов плавления и что динамика и история земной коры являются проявлением более глубоких процессов, оставшаяся часть этой главы будет посвящена методам и результатам сейсмологического анализа более глубокой структуры Земли.

РИСУНОК 4. Резюме профилирования преломления и отражения земной коры для различных режимов земной коры с указанием толщины и типичных P скоростей слоев земной коры.

(Из Mooney et al., 1998) Copyright © 1998

РИСУНОК 5. Меркаторская проекция толщины земной коры для модели 5°. Были сделаны экстраполяции, основанные на тектонической провинции и возрасте земной коры.

Земная кора состоит из большого разнообразия магматических, метаморфических и осадочных пород.

Кора подстилается мантией.

Верхняя часть мантии состоит в основном из перидотита, породы более плотной, чем породы, распространенные в вышележащей коре.

Граница между земной корой и мантией условно проходит по границе Мохоровичича, границе, определяемой контрастом сейсмических скоростей.

Земная кора занимает менее 1% объема Земли.

Океаническая кора Земли отличается от ее континентальной коры.

Океаническая кора имеет толщину от 5 км (3 мили) до 10 км (6 миль) и состоит в основном из базальта, диабаза и габбро.

Континентальная кора обычно имеет толщину от 30 км (20 миль) до 50 км (30 миль) и в основном состоит из менее плотных пород, чем океаническая кора.

Некоторые из этих менее плотных пород, такие как гранит, распространены в континентальной коре, но редко или отсутствуют в океанической коре.

Температура земной коры увеличивается с глубиной, обычно достигая значений в диапазоне примерно от 500 °C (900 °F) до 1000 °C (1800 °F) на границе с нижележащей мантией.

Кора и подстилающая относительно жесткая мантия составляют литосферу.

Из-за конвекции в подстилающей пластической, хотя и нерасплавленной, верхней мантии и астеносфере литосфера разбита на движущиеся тектонические плиты.

Обычные горные породы, составляющие земную кору, почти все состоят из оксидов; хлор, сера и фтор являются единственными важными исключениями из этого правила, и их общее количество в любой породе обычно намного меньше 1%.

Ф.

В.

Кларк подсчитал, что чуть более 47% земной коры состоит из кислорода.

Встречается в основном в виде оксидов, главными из которых являются оксиды кремния, алюминия, железа, кальция, магния, калия и натрия.

Кремнезем является основным компонентом земной коры, встречающимся в виде силикатных минералов, которые являются наиболее распространенными минералами изверженных и метаморфических пород.

Эволюция двухслойной модели (a-d) и трехслойной коры (H = 6 км…

Контекст 1

… в результате начинается образование шейки в мантии, которое становится доминирующим механизмом, обеспечивающим деформацию литосферы. Одновременно шейкообразование мантии может привести к явному утонению литосферы и горячему астеносферному апвеллингу, так что изотерма 1200 °С поднимается до нижнего уровня земной коры (рис. 4а). Пути P-T-t репрезентативного маркера материала показывают быстрое снижение давления до 1,5 млн лет (рис. 4i). …

Контекст 2

… образование шейки мантии может привести к явному истончению литосферы и горячему астеносферному апвеллингу, так что изотерма 1200 °C поднимается до нижнего уровня земной коры (рис. 4а). Пути P-T-t репрезентативного маркера материала показывают быстрое снижение давления до 1,5 млн лет (рис. 4i). Эти условия указывают на непрерывную декомпрессию и эксгумацию земной коры по мере подъема горячей астеносферы. …

Контекст 3

… расширение продолжается, кора начинает разрываться и демонстрирует коэффициент утончения коры, равный 1 (рис. 4d).Между тем, в конечном итоге развивается узкая переходная область (шириной ~57 км), где континентальная кора резко утончается. …

Контекст 4

… маркер материала вынесен на ближнюю поверхность и вовлечен в фрагмент земной коры. Со временем он остывает из-за уменьшения подачи тепла и потерь тепла на теплопроводность (рис. 4i). Астеносферная мантия частично расплавляется и обнажается на поверхность (рис. 4г). …

Контекст 5

… со временем охлаждается из-за уменьшения подачи тепла и потерь тепла на теплопроводность (рис. 4i). Астеносферная мантия частично расплавляется и обнажается на поверхность (рис. 4г). Эти результаты моделирования согласуются с геологическими полевыми исследованиями и предыдущим моделированием (Duretz et al., 2016; Liao & Gerya, 2014). …

Контекст 6

… в результате верхняя корка медленно истончается на ранней стадии растяжения. Например, верхняя корка менее растянута и относительно мало утончается при 1.5 млн лет (рис. 4f), обозначая фазу медленного и распределенного континентального рифтогенеза. На ранней стадии пластичный поток земной коры также действует как эффективный слой для компенсации гравитационной изостазии, допуская очень низкие топографические градиенты. …

Контекст 7

… континентальная литосферная мантия и нижняя кора замещены преимущественно апвеллинговой астеносферой, верхняя кора соприкасается с горячей апвеллинговой астеносферой (рис. 4е) и нагревается за счет кондуктивного теплообмена .Как показано на рисунке 4i, температура маркера материала продолжает расти до ~1,6 млн лет и достигает пикового значения ~750 °C. …

Контекст 8

… континентальная литосферная мантия и нижняя кора заменены преимущественно апвеллинговой астеносферой, верхняя кора касается горячей апвеллинговой астеносферы (рис. 4е) и нагревается за счет кондуктивного теплообмена . Как показано на рисунке 4i, температура маркера материала продолжает увеличиваться до ~1.6 млн лет и достигает пикового значения ~750 °С. Тепло может передаваться на поверхность из глубины, и, таким образом, в природе можно оценить высокий поверхностный тепловой поток (Lenardic et al., 2005; Turcotte & Schubert, 2014). …

Контекст 9

… тепло может передаваться на поверхность из глубины, и, таким образом, можно оценить высокий поверхностный тепловой поток в природе (Lenardic et al., 2005; Turcotte & Schubert, 2014) . При дальнейшем растяжении непрерывный нагрев ослабляет верхнюю корку (рис. 4ж).Механизм деформации в верхней части земной коры постепенно регулируется термически активируемым вязким степенным законом, пластическим течением. …

Контекст 10

… механизм деформации в верхней части земной коры постепенно регулируется термически активируемым вязким степенным законом, пластическим течением. В результате деформация земной коры не локализована, а распределена на обширной территории (рис. 4f и 4g). Такая деформация приводит к увеличению продолжительности времени от растяжения земной коры до разрыва и, таким образом, увеличивает ширину сильно утонченной континентальной коры….

Контекст 11

… расходясь на ~3,6 млн лет, растяжение становится более эффективным при утонении земной коры и в конечном итоге заканчивается расколом континента. Репрезентативный маркер материала начинает двигаться вверх и подвергается декомпрессии (рис. 4i). Как показано на рис. 4h, верхняя часть коры простирается на большую площадь и в конце концов распадается, образуя сверхрастянутый край. …

Контекст 12

… маркер репрезентативного материала начинает двигаться вверх и подвергается декомпрессии (рис. 4i).Как показано на рис. 4h, верхняя часть коры простирается на большую площадь и в конце концов распадается, образуя сверхрастянутый край. Переход от верхней коры мощностью 15 км к зоне эксгумированной астеносферной мантии происходит на протяжении ~138 км. …

Контекст 13

… окончательное разделение инициируется не в середине модели, а с левой стороны. Это приводит к развитию асимметричной окраины и левосторонней миграции центра рифтогенеза (рис. 4з). Континентальная кора постепенно охлаждается после достижения ближней поверхности, аналогично результатам, полученным с помощью модели двухслойной коры (рис. 4i)….

Контекст 14

… приводит к развитию асимметричной окраины и левосторонней миграции центра рифтогенеза (рис. 4з). Континентальная кора постепенно охлаждается после достижения ближней поверхности, аналогично результатам, полученным с помощью модели двухслойной коры (рис. 4i). В течение 3,6 млн лет растяжения астеносферные материалы поднимаются с декомпрессией и производят значительные расплавы. …

Самый тонкий слой Земли

Землю можно разделить на четыре основных слоя: твердая кора снаружи, мантия, внешнее ядро ​​и внутреннее ядро.Из них кора является самым тонким слоем Земли, составляет менее 1% объема нашей планеты.

Структура Земли

Художественное изображение строения Земли. Изображение через музей Виктории.

Структуру Земли можно классифицировать двумя способами – на основе механических свойств и на основе химии. Здесь мы просто обсудим базовую классификацию, не вдаваясь в подробности. Основное внимание здесь уделяется пониманию того, какова на самом деле земная кора и почему она является самым тонким слоем.

• Кора имеет глубину от 5–70 км (~3–44 мили) и является самым внешним слоем. Самые тонкие части — это океаническая кора, а более толстые — континентальная кора. Большинство горных пород на поверхности Земли относительно молоды (возраст менее 100 миллионов лет по сравнению с возрастом Земли, который составляет примерно 4,4 миллиарда лет), но поскольку мы нашли несколько пород, которые намного старше, мы знаем, что Земля твердая кора по крайней мере 4,4 миллиарда лет.
• Мантия  простирается от места, где заканчивается кора, примерно до 2890 км, что делает ее самым толстым слоем Земли.Мантия тоже состоит из силикатных пород, но мантия в целом очень вязкая — из-за высоких температур силикатный материал становится достаточно пластичным, чтобы он мог течь (в течение очень долгого времени). Мантия обычно делится на верхнюю и нижнюю мантию.
• Сердцевина , как правило, делится на внешнюю сердцевину и внутреннюю сердцевину . Внешнее ядро ​​считается вязким, хотя и менее вязким, чем мантия, тогда как внутреннее ядро ​​твердое.

Схематический вид внутренней части Земли. 1. континентальная кора – 2. океаническая кора – 3. верхняя мантия – 4. нижняя мантия – 5. внешнее ядро ​​– 6. внутреннее ядро ​​– A: разрыв Мохоровичича – B: разрыв Гутенберга – C: разрыв Лемана – Буллена.

Земная кора

Кора нашей планеты в среднем имеет глубину около 40 км, что намного тоньше мантии, внешнего ядра и внутреннего ядра — вы можете думать о ней как о кожуре яблока. Кора здесь образовалась в результате магматических процессов, что объясняет, почему в коре гораздо больше несовместимых элементов, чем в мантии.

Океаническая кора против континентальной. Изображение через USGS.

На дне океанов и некоторых морей лежит океаническая кора. Океаническая кора очень тонкая (обычно до 10 км) и сложена плотными, обычно темными (основными) породами: базальтами, габбро, диабазами. Континентальная кора толще этого — обычно ее глубина составляет около 40 км, но может доходить и до 70. Эти два типа коры также иногда называют гранитной (континентальной) и базальтовой (океанской).

Кора не является одним твердым слоем, а разбита на пятнадцать тектонических плит, находящихся в относительном движении друг к другу.Это называется глобальной тектоникой. Сами плиты толще, чем сама кора, а также состоят из неглубокой мантии под корой — все это вместе называется литосферой. Кора — это место, где горные породы взаимодействуют с гидросферой и, что более важно, с атмосферой. Здесь образуются новые горные породы, минералы и материалы. Вот важная часть: все многообразие и явления, которые мы можем видеть своими глазами, происходят в земной коре. Все, от добычи руды до нефти, от образования гор до мощных отложений, разломов и всего того, что вы когда-либо слышали о том, что геологи наблюдают непосредственно, происходит внутри земной коры (или на самой поверхности).Самая глубокая буровая скважина составляет чуть более 12 км, и дна земной коры мы еще очень долго не увидим своими глазами.

Откуда мы знаем

Итак, кора есть, она тонкая, есть еще мантия и ядро… но если мы не можем туда попасть, то откуда мы знаем?

Это очень хороший вопрос, но здесь в дело вступает наука. Все это мы знаем (и знаем с очень высокой степенью достоверности) посредством косвенного наблюдения.

Волны, распространяющиеся от землетрясений через Землю.Изображение предоставлено геологической службой Brisith.

Столетие назад люди не знали, что у Земли есть кора. Некоторые теоретизировали, что это так, но доказательств было очень мало. Первые подсказки пришли из астрономических указаний, но большая часть того, что мы знаем сегодня о структуре Земли, получена из сейсмологических наблюдений. Сейсмические волны от сильных землетрясений проходят по всей Земле и несут с собой информацию из окружающей среды, через которую они прошли. Как и лучи света, сейсмические волны могут отражаться, преломляться и преломляться.Поскольку скорость сейсмических волн зависит от плотности, мы можем использовать время прохождения сейсмических волн для отображения изменения плотности с глубиной. Кроме того, поскольку некоторые волны распространяются только через твердые среды, мы знаем, что некоторые среды (например, внешнее ядро) являются вязкими, потому что волны не распространяются через них.

В 1909 году блестящий сейсмолог Андрия Мохорович обнаружил, что примерно в 50 километрах в глубине Земли происходит внезапное изменение сейсмической скорости, и знал, что это должен быть очень значительный разрыв.Он также заметил, что сейсмические волны отражаются и преломляются на этой глубине, что подтвердило его идеи. Этот разрыв, называемый сегодня разрывом Мохоровичича (или просто «Мохо»), сегодня рассматривается как граница между корой и мантией.

 

Структура земной коры восточного Пьемонта и атлантической прибрежной равнины в Северной Каролине и Вирджинии, восточная окраина Северной Америки | Земля, планеты и космос

Андерсон Э.Д., Мочер Д.П. (2009) Формирование метабазитов высокого давления в южной части Голубого хребта Аппалачей в результате таконской континентальной субдукции под окраиной Лаврентия.Тектоника 28(5):1–27

Статья Google Scholar

Безада М.Дж., Маньяни М.Б., Зелт К.А., Шмитц М., Левандер А. (2010) Граница Карибско-Южно-Американской плиты на 65°з.д.: результаты широкоугольных сейсмических данных. Дж Геофиз Рез. https://doi.org/10.1029/2009JB007070

Артикул Google Scholar

Бонини В.Е., Вуллард Г.П. (1960) Геология недр прибрежной равнины Северной Каролины и Южной Каролины по сейсмическим данным.AAPG Bull 44 (3): 298–315

Google Scholar

Braile LW, Smith RB (1975) Руководство по интерпретации профилей рефракции земной коры. Geophys J Roy Astron Soc 40 (2): 145–176. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.1975.tb07044.x

Артикул Google Scholar

Брайл Л.В., Ван Б., Даудт К.Р., Келлер Г.Р., Патель Дж.П. (1994) Моделирование двумерной сейсмической структуры скоростей через кенийский рифт.Тектонофизика 236:251–269

Статья Google Scholar

Брошер Т.М. (2005) Эмпирические соотношения между скоростями упругих волн и плотностью в земной коре. Bull Seismol Soc Am 95 (6): 2081–2092. https://doi.org/10.1785/0120050077

Артикул Google Scholar

Брюн С., Уильямс С.Э., Баттерворт Н.П., Мюллер Р.Д. (2016) Резкие ускорения плит формируют рифтовые континентальные окраины.Природа 536 (7615): 201–204. https://doi.org/10.1038/nature18319

Артикул Google Scholar

Buck WR (1991) Режимы континентального растяжения литосферы. J Geophys Res Solid Earth 96 (B12): 20161–20178. https://doi.org/10.1029/91JB01485

Артикул Google Scholar

Cady JW (1980) Расчет гравитационных и магнитных аномалий прямоугольных призм конечной длины.Геофизика 45(10):1507–1512

Статья Google Scholar

Кристенсен Н.И. (1996) Коэффициент Пуассона и сейсмология земной коры. J Geophys Res 101 (B2): 3139–3156. https://doi.org/10.1029/95JB03446

Артикул Google Scholar

Кристенсен Н.И., Муни В.Д. (1995) Скоростная сейсмическая структура и состав континентальной коры: глобальный обзор.J Geophys Res 100(B6):9761–9788

Артикул Google Scholar

Кук Ф.А., Олбо Д.С., Браун Л.Д., Кауфман С., Оливер Дж.Е., Хэтчер Р.Д. (1979) Тонкая тектоника в кристаллических южных Аппалачах; Профилирование сейсмических отражений COCORP для Голубого хребта и Пьемонта. Геология 7(12):563–567

Статья Google Scholar

Кук Ф.А., Браун Л.Д., Кауфман С., Оливер Дж.Е., Петерсен Т.А. (1981) Сейсмическое профилирование COCORP Аппалачского орогена под Прибрежной равниной Джорджии.GSA Bull 92(10):738–748

Статья Google Scholar

Делеклюз М., Функ Т., Делер С.А., Лоуден К.Е., Ватремез Л. (2015) Структура океанической коры в вымершем, от медленного до сверхмедленного спредингового центра Лабрадорского моря. J Geophys Res Solid Earth 120: 5249–5272. https://doi.org/10.1002/2014JB011739

Артикул Google Scholar

Дрейлинг Дж., Муни В.Д. (2015) Структура скорости поперечной волны и затухание, полученные на основе данных об афтершоках землетрясения 2011 г. в Минерале, Вирджиния.В: Horton JW Jr., Chapman MC, RA Green (eds) Минерал 2011 года, Вирджиния, землетрясение и его значение для сейсмических опасностей в восточной части Северной Америки, в специальном документе Геологического общества Америки, том 509. https://doi. орг/10.1130/2015.2509(05)

Эбингер С.Дж. (1989) Тектоническое развитие западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы. Geol Soc Am Bull 101(7):885–903

Статья Google Scholar

Эттенсон Ф.Р. (1985) Комплекс дельты Катскилл и акадский орогенез: модель.В: Вудроу Д.Л., Севон В.Д. (редакторы) Дельта Катскилл: Специальный доклад Геологического общества Америки, том 201. GSA, Боулдер, стр. 39–49

Глава. Google Scholar

Фукс К., Мюллер Г. (1971) Расчет синтетических сейсмограмм методом отражательной способности и сравнение с наблюдениями. Geophys J Int 23(4):417–433

Статья Google Scholar

Giese P, Prodehl C, Stein A (1976) Взрывная сейсмология в Центральной Европе: данные и результаты.Springer, Берлин

Книга Google Scholar

Гловер Л., Клитгорд К.Д. (1995) E-3 юго-запад Пенсильвании до желоба каньона Балтимора. Геологическое общество Америки, Боулдер

Книга Google Scholar

Хейлз А.Л., Хелсли К.Е., Даулинг Дж.Дж., Нэйшн Дж.Б. (1968) Эксперимент на суше и на море восточного побережья. I. Первые этапы прибытия. Bull Seismol Soc Am 58(3):757–819

Google Scholar

Hartz EH, Torsvik TH (2002) Балтика вверх ногами: новая тектоническая модель плит для Родинии и океана Япет.Геология 30(3):255–258

Статья Google Scholar

Хэтчер Р.Д. (2007) Тектоническая карта южных и центральных Аппалачей: рассказ о трех горообразованиях и полном цикле Вильсона. В: Hatcher RD (ed) 4-D структура континентальной коры. Геологическое общество Америки https://doi.org/10.1130/2007.1200(29)

Холбрук В.С., Муни В.Д., Кристенсен Н.И. (1992) Структура скоростей сейсмических волн глубокой континентальной коры.В: Fountain DM, Arculus R, Kay RW (eds) Континентальная нижняя кора. Elsevier Science, Нью-Йорк, стр. 1–43

Google Scholar

Холбрук В.С., Парди Г.М., Шеридан Р.Е., Гловер Л., Талвани М., Юинг Дж., Хатчинсон Д. (1994) Сейсмическая структура срединно-атлантической континентальной окраины США. J Geophys Res Solid Earth 99 (B9): 17871–17891. https://doi.org/10.1029/94jb00729

Артикул Google Scholar

Hole JA, Zelt BC (1995) Трехмерное конечно-разностное время пробега отражения.Geophys J Int 121(2):427–434

Статья Google Scholar

Hughes S, Luetgert JH, Christensen NI (1993) Согласование данных глубинной сейсмической рефракции и отражения на границе Гренвилля и Аппалачей в западной части Новой Англии. Тектонофизика 225(4):255–269

Статья Google Scholar

Джеймс Д.Э., Смит Т.Дж., Стейнхарт Дж.С. (1968) Структура земной коры в штатах средней Атлантики.J Geophys Res 73(6):1983–2007

Статья Google Scholar

Jia S, Wang F, Tian X, Duan Y, Zhang J, Liu B, Lin J (2014) Структура земной коры и тектоническое исследование Северо-Китайского кратона по длинному профилю глубокого сейсмического зондирования. Тектонофизика 627:48–56

Статья Google Scholar

King PB, Beikman HM (1974) Геологическая карта Соединенных Штатов: Геологическая служба США, масштаб 1: 2 500 000

Klitgord KD, Hutchinson DR, Schouten H (1988) Атлантическая окраина США; структурно-тектонический каркас.В: Sheridan RE, Grow JA (eds) The Geology of North America, I-2, The Atlantic Continental Margin, US Geological Society of America, Boulder, pp 19–55

. Google Scholar

Лоуренс Д.П., Хоффман К.В. (1993) Геология пород фундамента под Прибрежной равниной Северной Каролины. В: Бюллетень геологической службы Северной Каролины, том 95

Льюис Б.Т., Мейер Р.П. (1977) Скорости верхней мантии под окраиной восточного побережья США.Geophys Res Lett 4(8):341–344

Статья Google Scholar

Лю М., Муни В.Д., Ли С., Окая Н., Детвейлер С. (2006) Структура земной коры северо-восточной окраины Тибетского плато от террейна Сонпан-Ганзи до бассейна Ордос. Тектонофизика 420(1–2):253–266

Статья Google Scholar

Luetgert JH, Mann CE, Klemperer SL (1987) Широкоугольные глубокие отражения земной коры в северных Аппалачах.Geophys J Int 89(1):183–188

Статья Google Scholar

Lynner C, Porritt RW (2017) Структура земной коры на восточной окраине Северной Америки по данным фоновой шумовой томографии: структура земной коры ENAM. Geophys Res Lett 44 (13): 6651–6657. https://doi.org/10.1002/2017GL073500

Артикул Google Scholar

Макдональд Р., Уильямс Л.Дж., Гасс И.Г. (1994) Тектономагматическая эволюция рифтовой долины Кении: некоторые геологические перспективы.J Geol Soc 151 (5): 879–888. https://doi.org/10.1144/gsjgs.151.5.0879

Артикул Google Scholar

Maguire PKH, Swain CJ, Masotti R, Khan A (1994) Модель поперечного сечения земной коры и верхней мантии Кенийского рифта, полученная на основе сейсмических и гравитационных данных. Тектонофизика 236:217–249

Статья Google Scholar

Марилье Ф., Холл Дж., Хьюз С., Лауден К., Рейд И., Робертс Б., Клоуз Р., Коте Т., Фаулер Дж., Гест С., Лу Дж., Лютгерт Г., Куинлан С. Спенсер, Райт Дж. (1994) LITHOPROBE Восточная наземная и морская сейсмическая съемка рефракции — ограничения на интерпретацию данных отражения в Аппалачах Ньюфаундленда.Тектонофизика 232(1):43–58

Статья Google Scholar

Massey MA, Moecher DP (2005) Деформация и метаморфическая история границы террейнов Western Blue Ridge-Eastern Blue Ridge, южный Аппалачский ороген. Тектоника 24(5):1–18

Статья Google Scholar

Musacchio G, Mooney WD, Luetgert JH, Christensen NI (1997) Состав земной коры в провинциях Гренвиль и Аппалачи в Северной Америке, полученный по соотношению Vp/Vs.J Geophys Res Solid Earth 102(B7):15225–15241

Артикул Google Scholar

Olsen PE, Schlische RW, Gore PJW (1989) Тектоническая, осадочная и палеоэкологическая история раннемезозойских рифтовых бассейнов, восточная часть Северной Америки. В кн.: 28-й международный геологический конгресс. Путеводитель, AGU, Вашингтон, стр. 1–174

Олсен П.Е., Шлише Р.В., Федоше М.С. (1996) Продолжительность раннеюрского потопа в восточной части Северной Америки, 580 тыс. лет, с использованием циклостратиграфии Миланковича.В: Моралес М. (редактор) Континентальная юра: труды Континентального юрского симпозиума, том 60. Музей Северной Аризоны, Флагстафф, стр. 11–22

Google Scholar

Пакисер Л.С., Муни В.Д. (1989) Геофизическая структура континентальной части Соединенных Штатов, том 172. Мемуары Геологического общества Америки, Боулдер

Google Scholar

Park JO, Fujie G, Wijerathne L, Hori T, Kodaira S, Fukao Y и др. (2010) Низкоскоростная зона со слабой отражательной способностью вдоль зоны субдукции Нанкай.Геология 38(3):283–286

Статья Google Scholar

Пратт Т.Л., Корух С., Костейн Дж.К., Гловер Л. (1988) Геофизическое исследование земной коры в центральной Вирджинии: последствия для структуры земной коры Аппалачей. J Geophys Res Solid Earth 93(B6):6649–6667

Статья Google Scholar

Пратт Т.Л., Хортон Дж.В., Спирс Дж.В., Гилмер А.К., Макнамара Д.Е. (2014) Вирджиния Mw 5 2011 года.Землетрясение силой 8 баллов: анализ сейсмических изображений отражения влияния старых структур на сейсмичность в восточной части США. В: Horton JW Jr, Chapman MC, Green RA (eds) Минерал 2011 г., Вирджиния, землетрясение и его значение для сейсмической опасности в восточной части Северной Америки, Специальные документы Геологического общества Америки, том 509. Боулдер, GSA, стр. 285– 294

Google Scholar

Sandmeier KJ, Wenzel F (1986) Синтетические сейсмограммы для сложной модели земной коры.Geophys Res Lett 13(1):22–25

Статья Google Scholar

Shen W, Ritzwoller MH (2016) Структура земной коры и самой верхней мантии под Соединенными Штатами. J Geophys Res Solid Earth 121 (6): 1. https://doi.org/10.1002/2016jb012887

Артикул Google Scholar

Шеридан Р.Э., Массер Д.Л., Гловер Л., Талвани М., Юинг Дж.И., Холбрук В.С., Смитсон С. (1993) Данные глубокого сейсмического отражения, полученные в ходе эксперимента EDGE в средней части Атлантического океана на континентальной окраине США: последствия для аппалачских швов и мезозойского рифтогенеза и магматический андерплейтинг.Геология 21(6):563–567

Статья Google Scholar

Свенсон Дж.Л., Бек С.Л., Зандт Г. (2000) Структура земной коры Альтиплано на основе моделирования широкополосных региональных сигналов: влияние на состав толстой континентальной коры. J Geophys Res Solid Earth 105(B1):607–621

Артикул Google Scholar

Talwani M, Worzel JL, Landisman M (1959) Быстрые гравитационные расчеты для двумерных тел с применением к подводной разломной зоне Мендосино.J Geophys Res 64(1):49–59

Статья Google Scholar

Томас В.А. (2006) Тектоническое наследие на континентальной окраине. GSA Today 16:4–11

Статья Google Scholar

Торрес Акоста В., Банде А., Собель Э.Р., Парра М., Шильдген Т.Ф., Стюарт Ф., Стрекер М.Р. (2015) Кайнозойское расширение Кенийского рифта на основе низкотемпературной термохронологии: связи с диахронной пространственно-временной эволюцией рифтогенеза в Восточной Африке : Кайнозойский рифтогенез Кении: термохронология.Тектоника 34 (12): 2367–2386. https://doi.org/10.1002/2015TC003949

Артикул Google Scholar

Треху А.М., Клитгорд К.Д., Сойер Д.С., Баффлер Р.Т. (1989) Континентальные окраины Атлантики и Мексиканского залива. В: Pakiser LC, MooneyWD (eds), геофизическая структура континентальной части Соединенных Штатов, мемуары Геологического общества Америки, том 172. GSA, Боулдер, стр. 349–382

Ван К., Ся С., Цао Дж., Сунь Дж. , Xu H (2017) Глубинная сейсмическая структура северо-востока Южно-Китайского моря: происхождение высокоскоростного слоя в нижней части коры: природа ВЛ в ​​северо-восточной части ЮКМ.J Geophys Res Solid Earth 122 (4): 2831–2858. https://doi.org/10.1002/2016JB013481

Артикул Google Scholar

Wang Y, Mooney WD, Yuan X, Coleman RG (2003) Структура земной коры от Алтайских гор до разлома Алтын Таг, северо-запад Китая. J Geophys Res Solid Earth. https://doi.org/10.1029/2001jb000552

Артикул Google Scholar

Уоткинс Дж.С., Бест Д.М., Мерфи К.Н., Геддес У.Х. (1985) Исследование гравитационной аномалии пролива Альбемарл на северо-востоке Северной Каролины, юго-востоке Вирджинии и прилегающем континентальном шельфе.Юго-Восточный Геол 26: 67–80

Google Scholar

Уайт Р., Маккензи Д. (1989) Магматизм в рифтовых зонах: образование вулканических континентальных окраин и паводковых базальтов. J Geophys Res 94: 7685–7729. https://doi.org/10.1029/JB094iB06p07685

Артикул Google Scholar

Withjack MO, Schlische RW, Olsen PE (1998) Диахронный рифтогенез, дрейф и инверсия на пассивной окраине центральной восточной части Северной Америки: аналог для других пассивных окраин.AAPG Bull 82 (5A): 817–835

Google Scholar

Витджек М., Шлише Р.В., Олсен П. (2012) Развитие пассивной окраины восточной части Северной Америки: мезозойский рифтогенез, магматическая активность и распад. В: Региональная геология и тектоника: фанерозойские рифтовые системы и осадочные бассейны, том 1, стр. 300–335

Глава Google Scholar

Zandt G, Ammon CJ (1995) Состав континентальной коры, ограниченный измерениями коэффициента Пуассона в коре.Природа 374(6518):152

Артикул Google Scholar

Zelt CA (1999) Стратегии моделирования и оценка модели для широкоугольных сейсмических данных о времени пробега. Geophys J Int 139 (1): 183–204. https://doi.org/10.1046/j.1365-246X.1999.00934.x

Артикул Google Scholar

Zelt CA, Barton PJ (1998) Трехмерная сейсмическая рефракционная томография: сравнение двух методов, примененных к данным из Фарерского бассейна.J Geophys Res Solid Earth 103(B4):7187–7210

Артикул Google Scholar

Zelt CA, Forsyth DA (1994) Моделирование широкоугольных сейсмических данных для определения структуры земной коры: Юго-восточная провинция Гренвилл. J Geophys Res Solid Earth 99 (B6): 11687–11704. https://doi.org/10.1029/93JB02764

Артикул Google Scholar

Zelt CA, Smith RB (1992) Сейсмическая инверсия времени пробега для двумерной скоростной структуры земной коры.Geophys J Int 108(1):16–34

Статья Google Scholar

Zhang Z, Bai Z, Mooney W, Wang C, Chen X, Wang E, Chen X, Wang E, Teng J, Okaya N (2009) Структура земной коры в районе Трех ущелий платформы Янцзы, центральный Китай , по данным сейсмической рефракции/широкоугольного отражения. Тектонофизика 475 (3–4): 423–437. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.05.022

Артикул Google Scholar

Чжан З., Сюй Т., Чжао Б., Бадал Дж. (2013) Систематические вариации сейсмической скорости и отражения в коре Катазии: новые ограничения на внутриплитный орогенез на Южно-Китайском континенте.Гондвана Res 24(3):902–917

Статья Google Scholar

Земная кора: факты, слои, температура и состав — видео и стенограмма урока

Два типа корки

Существует два типа корки. Океаническая кора — это кора, которая находится под мировым океаном, а континентальная кора — это кора под континентами и другими большими массивами суши, такими как Гренландия и Мадагаскар.Океаническая кора более плотная и тяжелая, чем континентальная. Он состоит в основном из базальтовой породы. Базальт представляет собой вулканическую породу, формирующую океаническую кору по мере того, как мантия , расплавленная порода под корой, всплывает и затвердевает. Это происходит на срединно-океанических хребтах , где земная кора разрывается из-за движения тектонических плит. Океаническая кора имеет толщину около четырех миль.

Океаническая кора может быть тяжелее и плотнее, но континентальная кора является более толстой и древней частью земной коры.Глубина континентальной коры варьируется больше, чем океанической коры, и может составлять от шести до 47 миль. Породы, слагающие континентальную кору, менее плотные и тяжелые, чем базальтовая кора океана. Гранит — это минерал, который является основным компонентом континентальной коры. Кора континентов также намного старше океанической коры. В отличие от дна океана, континентальная кора не перестраивается постоянно. В континентальной коре можно найти камни возрастом четыре миллиарда лет.

Поскольку океаническая кора плотнее континентальной, она всегда тонет относительно континентов.Новая океаническая кора формируется на срединно-океанических хребтах, но старая океаническая кора перерабатывается в регионах, называемых зонами субдукции . Это границы тектонических плит, на которых две плиты движутся навстречу друг другу, а не расходятся. Когда океаническая кора встречается с континентальной корой в зоне субдукции, более тяжелая океаническая кора погружается под континент и снова становится частью расплавленной мантии.

Из чего состоит корка?

Ответ прост: земная кора состоит из горных пород, которые состоят из минералов.Чтобы получить немного больше деталей, мы можем поговорить о конкретных полезных ископаемых. Полевые шпаты , группа минералов, наиболее распространенных во всей земной коре, как континентальной, так и океанической. Минералы полевого шпата состоят из кремния, кислорода и различных металлов, чаще всего алюминия. Кремнезем, представляющий собой диоксид кремния, также называемый кварцем, является вторым наиболее распространенным минералом в целом. Однако, если мы смотрим только на континентальную кору, она самая многочисленная и составляет 60% континентов на Земле.

Кислород является наиболее распространенным элементом в земной коре, на его долю приходится 47 % по весу. Кремний занимает второе место с 28% веса. Алюминий является наиболее распространенным металлом, а железо, кальций, натрий, калий и магний завершают восьмерку лучших элементов земной коры. Только восемь процентов минералов в земной коре представляют собой что-либо иное, чем силикатные минералы на основе кремния.

Температура Земли

Вся известная жизнь во Вселенной находится внутри или на этом тонком слое планеты Земля.Температура и давление во внутренних слоях земли слишком велики, чтобы поддерживать жизнь в том виде, в каком мы ее знаем. Температура самой коры увеличивается по мере погружения вглубь. В глубинах земной коры температура достигает от 400 до 750 градусов по Фаренгейту. Этот факт был использован в качестве альтернативного источника энергии, называемого геотермальной энергией. Извлекаемое из земной коры тепло можно использовать для обогрева зданий и других энергетических нужд.

Резюме урока

Кора — это тонкий внешний слой Земли. Океаническая кора лежит под океанами и состоит в основном из тяжелого плотного базальта. Базальт образуется из мантии и возвращается обратно в мантию. Мантия представляет собой расплавленную породу под корой, а толщина океанической коры составляет около четырех миль. Новая океаническая кора формируется на срединно-океанических хребтах , где кора разрывается из-за движения тектонических плит. Но старая океаническая кора перерабатывается в регионах, называемых зонами субдукции , которые представляют собой границы тектонических плит, на которых две плиты движутся навстречу друг другу, а не расходятся.