Характеристика планет солнечной системы

1. Характеристика  внутренних планет Солнечной системы

      Вокруг  Солнца вращаются девять планет. Меркурий, Венера, Земля и Марс, ближайшие к Солнцу планеты, относятся к внутренним планетам, или планетам земной группы. За поясом астероидов располагаются планеты внешней группы — гиганты Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и Плутон.

      Знания  о строении планет, особенно внутренней группы, представляют большой интерес для геологов, так как их внутренняя структура довольно близка к структуре нашей планеты.

      Меркурий — одна из самых маленьких безатмосферных планет диаметром 0,38 земного, плотностью 5,42 г/см3, с температурой на солнечной стороне днем до 450 °С и ночью до — 170 °С. Поверхность Меркурия покрыта многочисленными ударными кратерами диаметром до 1300 км. Застывший мир поверхности Меркурия напоминает лунный ландшафт.

      Венера по своим размерам и массе очень близка Земле, но вращается она в другую сторону по сравнению с остальными планетами. Венера окутана очень плотной атмосферой, состоящей из углекислого газа (диоксида углерода), а в верхних слоях на высотах 50 — 70 км. имеются капельки серной кислоты. На этих высотах дует постоянный ветер с востока на запад со скоростью до 140 м/с, уменьшающийся до 1,0 м/с у поверхности. Атмосферное давление на поверхности Венеры очень велико. Оно в 96 раз больше, чем на Земле, а температура поднимается до 500 °С. Такие условия неблагоприятны для существования воды. Наличие плотной атмосферы выравнивает температурные различия дня и ночи. На Венере нет магнитного поля, и это свидетельствует о том, что ядро Венеры отличается от земного ядра.

      Примерно 15 % поверхности Венеры занимают относительно древние породы. На них накладываются более молодые базальтовые равнины и еще более молодые, чем равнины, громадные действующие базальтовые вулканы.

      Марс — четвертая по счету от Солнца красная планета, которая намного меньше Земли. Ее радиус составляет 0,53 земных. На Марсе сутки длятся 24 ч 37 мин, а плоскость его экватора наклонена по отношению к орбите так же, как на Земле, что обеспечивает смену климатических сезонов.

      На  Марсе существует весьма разреженная  углекислая атмосфера с давлением  у поверхности в 10 раз меньше, чем на Земле. Такое низкое давление не позволяет существовать воде, которая  должна либо испариться, либо замерзнуть. Температура на Марсе изменчива. На полюсах в полярную ночь достигает — 140°С и на экваторе до — 90 °С. Днем на экваторе температура поднимается и составляет 25 °С. Атмосфера Марса состоит из белых облаков мелких кристаллов СО₂ и Н₂О. Ветры на поверхности Марса могут достигать 60 км/ч, перенося пыль на большие расстояния.

      Поверхность Марса подразделяется на базальтовые  равнины в северном полушарии и возвышенности — в южном, где распространены большие ударные кратеры. На Марсе существуют очень крупные вулканы, например вулкан Олимп имеет высоту до 21 км и диаметр 600 км. Это самый крупный вулкан на всех планетах Солнечной системы. Олимп принадлежит к вулканическому массиву Фарсида, состоящему из многочисленных базальтовых вулканов щитового типа, слившихся своими основаниями. В данном массиве есть очень крупные вулканические кальдеры диаметром до 130 км. Образование этих базальтовых вулканов произошло примерно 100 млн. лет назад, и сам факт их существования свидетельствует о большой прочности марсианской литосферы и мощности коры, достигающей здесь 70 км.

      В южном полушарии Марса располагается  грандиозный каньон Домены Маринер, представляющий собой глубокий до 10 км. рифт, протянувшийся на 4000 км. в широтном направлении. Таких структур на Земле нет.

      Большой интерес на поверхности Марса вызывают явные следы флювиальной деятельности в виде сухих речных русл. Вероятно, несколько миллиардов лет назад, когда атмосфера Марса не была такой разреженной, шли дожди и снег, существовали реки и озера. Присутствие воды и положительные температуры могли стимулировать возникновение жизни в виде прокариотов, цианобактерий. Недаром ведь в метеорите Мурчисон, найденном недавно в Австралии, имеющем абсолютный возраст 4,5 млрд. лет, обнаружены следы цианобактерий внеземного происхождения. В наши дни установлен факт падения на Землю метеоритов, представляющих собой осколки марсианских пород, выбитых сильным ударом метеорита, упавшего на поверхность Марса.

      Вода  на современной поверхности Марса  сосредоточена в виде льда, но находится под верхним слоем пород

      Марс  обладает двумя маленькими спутниками Фобосом (19 х 27 км) и Деймосом (11 х 15 км.) неправильной формы с кратеризованной поверхностью и рытвинами, хорошо видимыми на Фобосе. Таким образом, планета Марс прошла длительный путь развития. На поверхности Марса наблюдается 3 или 4 генерации рельефа и соответственно горных пород. Материки — это древнейшие породы, образующие возвышенности высотой 4 —6 км, базальтовые «равнины» моложе, а на них накладываются вулканические массивы типа Фарсиды и отдельные вулканы. По-видимому, у Марса отсутствует жидкое ядро, так как магнитное поле чрезвычайно слабое. Эндогенная активность на Марсе продолжалась на 1 млрд. лет дольше, чем на Меркурии и Луне, где она закончилась 3,0 — 2,5 млрд. лет назад. 
 
 

2. Характеристика  диапировых складок

      Наблюдая  толщи горных пород, смятые в складки, кажется, что формы складок бесконечно разнообразны. На самом деле их можно  свести к нескольким основным типам  и легко различать в кажущемся  хаосе складок, различных по форме и размерам.

      Два типа складок являются главными: антиклинальная и синклинальная. Первая складка характеризуется тем, что в ее центральной части, или в ядре, залегают более древние породы, во второй — более молодые. Эти определения не меняются, даже если складки наклонить, положить на бок или перевернуть.

      У каждой складки существуют определенные элементы, описываемые всеми геологами одинаково: крыло складки, угол при вершине складки, ядро, свод, осевая поверхность, ось и шарнир складки.

      С помощью этих понятий, обозначающих разные части (элементы) складок, их легко классифицировать. Характер наклона осевой поверхности складки позволяет выделять их следующие виды: прямые, наклонные, опрокинутые, лежачие, ныряющие.

      Одним из типов складок является диапировый. Образуется он в том случае, когда в толщах горных пород присутствуют пластичные и относительно легкие породы, например, такие, как соль, гипс, ангидрит, реже глины. Плотность соли (2,2 г/см³) меньше, чем плотность осадочных пород (в среднем 2,5 — 2,6 г/см³).

      Во времена ранней перми на месте Прикаспийской впадины существовал крупный морской залив. Климат был сухой, жаркий, и морская вода, попав в залив, периодически испарялась, а на дне откладывался тонкий слой соли. Так продолжалось сотни тысяч лет и постепенно накапливавшаяся соль образовала пласты мощностью в десятки и сотни метров.

      Со  временем климат и условия изменились и пласт соли, медленно погружаясь, был перекрыт уже другими осадочными породами — песками, глинами, известняками. Но соль легче перекрывающих ее пород, она менее плотная. Возникла инверсия плотности, т. е. легкая масса внизу, а более тяжелая — наверху. Это состояние неустойчиво, и достаточно небольших движений, например поднятия какого-то блока земной коры под соленосным пластом, как соль начинает перетекать, двигаться и при этом вести себя как очень вязкая жидкость. Как только на пласте соли образуются вздутия, сразу же начинает действовать Архимедова сила и соль благодаря своей относительной легкости движется вверх и всплывает в виде гигантской капли или гриба.

      Всплывая, соль приподнимает слои, залегающие выше, деформирует их и прорывает, появляясь иногда на поверхности в виде соляного купола. Такие диапировые складки и купола широко распространены в Прикаспийской впадине, в которой имеются соляные толщи кунгурского яруса перми, образовавшиеся примерно 265 — 260 млн. лет тому назад. За это время выше соли накопилась толща осадочных пород мощностью в несколько километров. Соль, приведенная в неустойчивое состояние тектоническими движениями, постепенно всплывала, образуя соляные купола и диапировые складки. Поскольку соль в ядре складки обладает куполовидной формой, то на поверхности мы наблюдаем структуру, напоминающую разбитую тарелку, так как в стороны от купола отходят радиальные разломы, а между ними наблюдаются концентрические трещины. Соляные купола растут очень медленно, примерно 1 — 3 см. в год. Но за многие миллионы лет они «проходят» путь в несколько километров.

      Геологами хорошо изучена форма соляных куполов во многих районах Белоруссии в Припятском прогибе, в Северной Германии, в Мексиканском заливе и других местах. Часто купола похожи на перевернутые капли, причем нередко они оторваны от основного слоя соли и уже «всплывают» сами по себе. Иногда верхняя часть такой гигантской капли расплывается в стороны и тогда соляной купол приобретает форму гриба на тонкой ножке.

      Образование диапировых складок и соляных  куполов хорошо поддается моделированию  в лабораторных условиях, в котором  роль соли и осадочных пород играют специально подобранные жидкости с различной плотностью, при этом размер и время формирования модели соляных куполов сокращаются в тысячи раз, но благодаря пропорциональному уменьшению вязкости эквивалентного материала сохраняются условия подобия реальным структурам.

      Изучение  районов с соляными пластами и  куполами важно потому, что соль является хорошим экраном или покрышкой для нефти и газа, не пропуская их вверх. Поэтому под солью довольно часто находятся нефтегазовые месторождения.

      Чаще  всего мы видим смятые в складки слои горных пород в поперечном разрезе, в котором они выглядят наиболее эффектно. Но если разрезать складку в горизонтальной плоскости, то мы получим форму складки в плане. Можно видеть, что складки в этом сечении также разнообразны: они могут быть вытянутыми, очень длинными, но узкими — линейными или, наоборот, овальными, почти круглыми — брахискладками; иногда они приобретают квадратную форму (в разрезе — в виде корыта или сундука). Замыкание антиклинальной складки в плане называется периклиналью, а синклинальной — центриклиналью. Разнообразие формы складок зависит от свойств горных пород и направления действия силы, приложенной к пластам.

      Как правило, в горных областях наблюдается  сложное сочетание складок в  большом объеме пород, т. е. все пространство занято складками, переходящими друг в друга. Обычно такое сочетание складок называют полной складчатостью, характеризующейся тем, что отдельные складки разделены обширным пространством с горизонтальным залеганием пород.

3. Метаморфические горные породы

      Метаморфизм — это процесс преобразования первично магматических или осадочных пород под воздействием температуры (Т), давления (Р) и флюидов (F) преимущественно водно-углекислых жидких или газово-жидких, содержащих ионы К, N₃, Са, F, В, S и других, часто существующих в надкритических растворах.

      Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении температуры до 200 °С и увеличении всестороннего, т. е. литостатического, давления, вызванного весом вышележащих пород. Однако не только это давление играет важную роль. Не меньшее значение имеет стресс, боковое давление, обеспечивающее различное напряженное состояние горных пород, в результате которого открываются пути для миграции глубинных мантийных флюидов, являющихся главными переносчиками теплоты, так как кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и геотермический градиент, который сильно изменяется в разных районах (от 5 до 180 °С и даже более на 1 км. глубины).

      Перечисленные выше главные факторы метаморфизма — температура, флюиды, давление — оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной глубине, при этом время не особенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего протерозоя (2,2 млрд. лет) в Прибайкалье почти не отличаются от голоценовых лав (6 — 4 тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн. лет) под Санкт-Петербургом выглядят почти так же, как и современные глинистые отложения; многочисленными нефтяными скважинами вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше 8 км. Известны случаи, например на о. Исландия, где по данным бурения начальные стадии метаморфизма установлены на глубинах всего 0,5 км. В то же время толщи пород на глубинах 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не испытали метаморфических изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших факторов метаморфизма.

      Все метаморфические породы можно разделить на две группы, исходя из того, какие осадочные или магматические породы подвергаются метаморфизму:

      1-я-группа  — парапороды, образовалась из  первично осадочных пород, например  из карбонатных пород получаются  мраморы, из песчаников — кварциты, из глин — филлиты и др.;

      2-я  группа — ортопороды, сформировалась  из первично магматических пород, например, метабазиты — из базальтов.

      Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних  и тех же исходных, первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться различные метаморфические породы. Меняющиеся температура, давление, химический состав флюидов приводят к изменению минерального состава первичной породы. Этот комплекс новых минералов, или парагенезис (сонахождение), называют метаморфической фацией. Так как исходные породы, подвергающиеся метаморфическим изменениям, чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут существовать разные парагенезисы минералов, а одна исходная порода давать разные метаморфические породы в различных фациях. Например, глина, метаморфизуясь, превращается в глинистые сланцы, а они в фации зеленых сланцев превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации — в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации — в биотит-гиперстен — кордиеритовые гнейсы.

      Указанные выше фации — зеленосланцевая, амфиболитовая и гранулитовая отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, соответствующим степени усиления метаморфических преобразований первичной породы. Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствует о температурах 700 °С — 1000 °С, давлении от 2 до 12 кбар и глубинах порядка 10 — 40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фации — амфиболитовую, эпидот-амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.

      Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим называют прогрессивным  метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких температур и давлений, то говорят о регрессивном метаморфизме.

      Существуют  породы, наиболее характерные для  разных ступеней метаморфизма. Так, для  низшей ступени типичны зеленые  сланцы, образовавшиеся за счет базальтовых  туфов и лав. Их зеленоватая окраска  обусловлена развитием хлорита и эпидота.

      Для фации зеленых сланцев также  типичны филлиты, сложенные очень мелкими, меньше 1 мм, зернами кварца и чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости. Хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых пород и для них типичны хлорит и слюда — серицит (мелкие чешуйки мусковита), а также кварц.

      К низким ступеням метаморфизма относятся  весьма необычные породы — глаукофановые, или голубые сланцы с типичным для них минералом — голубой роговой обманкой. Особенностью формирования этих пород является обстановка низких температур 200 — 400 °С и очень высоких давлений — до 1200 МПа, а это отвечает глубине в 40 км, если брать литостатическое давление. Эти голубые сланцы являются результатом очень сильного стресса, т. е. одностороннего, а не литостатического давления, возникшего в условиях формирования крупных надвигов и покровов. Поэтому голубые сланцы образуют вытянутые полосы, согласно простиранию крупных разломов.

      К средним ступеням метаморфизма относятся  разнообразные кристаллические  сланцы и амфиболиты. Кристаллические  сланцы — полосчатые породы, состоящие  из кварца, полевых шпатов и слюд, образующихся как по осадочным породам — песчаникам и глинам, так и по магматическим — лавам, гранитам и др. Амфиболиты формируются за счет метаморфизма базальтов и габбро — основных изверженных пород и карбонато-глинистых пород. Кристаллические сланцы — результат преобразования в основном глинистых пород и состоят из слюд, хлорита и амфибола, образующих характерную сланцеватость.

      К высшей ступени метаморфизма относится  гранулитовая фация (температура 700—1000 °С, давление 400—1200 МПа, глубина 10 — 40 км). Характерными породами этой фации являются гнейсы, двупироксеновые и кристаллические сланцы и эклогиты. Гнейсы состоят из кварца, ортоклаза, плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замещающего роговые обманки, и слюды. Гранулиты образуются за счет как первичномагматических, так и осадочных пород. Эклогиты сложены пироксеном — омфицитом и пироповым гранатом и представлены плотными тяжелыми породами, типичными для глубоких частей земной коры.

      Таким образом, повышение температуры, давления и привнес флюидов изменяют первично-осадочные  и магматические породы и превращают их в метаморфические различных фаций и ступеней. Усиление действия этих факторов в конце концов приводит к плавлению наиболее легкоплавких компонентов породы, а потом и полному плавлению.

      Процессы  и факторы метаморфизма приводят к изменению минерального состава материнской породы.

      Новые минералы возникают в результате химических реакций, а также перекристаллизации минералов первичной породы, которые  приобретают новую форму и  размеры. В связи с увеличением  температуры начинается миграция, диффузия ионов сначала вдоль границ зерен минералов, а затем и внутри их, где небольшие ионы прокладывают себе путь между более крупными. Этот процесс происходит в твердом состоянии.

      Если  при метаморфизме химический состав породы не меняется, то говорят об изохимическом метаморфизме, а если изменяется — об аллохимическом. Но не только одни минералы замещаются другими. Происходит изменение структуры, текстуры и наступает полная перекристаллизация первичной породы.

      Метаморфизм может проявиться на огромных площадях, поэтому называется региональным. В других случаях метаморфические изменения захватывают ограниченные участки, тогда метаморфизм называют локальным.

      Региональный  метаморфизм является наиболее распространенным, проявляясь на площадях в сотни тысяч км², что обусловлено погружением региона на глубины, достаточные для воздействия на первичные толщи пород высоких температур, всестороннего (лито-статического) давления и флюидов.

      Локальный метаморфизм проявляется на ограниченных площадях и подразделяется на контактовый и динамометаморфизм (дислокационный).

      Контактовый метаморфизм развивается в интрузивных  массивах, внедряющихся в любые толщи  пород, воздействие на которые осуществляется температурой и флюидным потоком.

      Среди пород контактового метаморфизма наиболее распространены роговики, массивные темные породы.

      Динамометаморфизм связан с крупными разломами, в основном надвигами, покровами и сдвигами, при образовании которых всегда возникает стресс — напряжение сжатия, ориентированное в одном направлении.

      Динамометаморфизм проявляется в сравнительно узких  зонах разрывных нарушений и  сразу же исчезает за их пределами.

      На  поверхность Земли всегда падали, падают и будут падать метеориты. При падении на Землю метеорита  образуется кратер, который всегда больше, чем упавший метеорит. Соударение метеорита о поверхность Земли зависит от массы тела и его скорости при движении в атмосфере.

      Образование большинства кратеров соответствует  скорости сближения с поверхностью Земли в 3 — 4 км/с. При такой скорости образуется ударная волна со скоростью 3 — 5 км/с, сжимающая горные породы с силой до 100 ГПа, давление возрастает в миллиардные доли секунды. Естественно, что это колоссальное мгновенное сжатие вызывает такой же быстрый нагрев пород до 10 000 °С и выше, причем нагрев происходит в момент разряжения сжатия, когда ударная волна исчезает. Все это сопровождается дроблением, плавлением и испарением вещества.

      Горные  породы, образующиеся при таком мгновенном ударном событии, называют импактитами и подразделяют на три группы: 1) импактированные породы, т. е. подвергнутые воздействию ударной волны; 2) расплавленные породы; 3) импактные брекчии. Ударный метаморфизм проявляется в образовании различных пород и новых минералов, в изменении структуры минералов. 
 
 
 
 
 
 
 
 

4. Методы определения абсолютного возраста горных пород 

      В геологии важно знать не только относительный  возраст горных пород, но и по возможности точное время их образования. Геохронологическая шкала дает представление только об относительном возрасте, но ничего не может сказать о продолжительности любых геохронологических подразделений, а тем более показать, как и насколько далеко от современного времени она отстоит. Время геологических событий помогают установить радиогеохронологические методы, которые довольно часто называют абсолютными. В абсолютной геохронологии применяется обычная астрономическая система летосчисления — астрономический год — период времени полного обращения Земли вокруг Солнца.

      Однако  употребление слова «абсолютный» неверно  ввиду того, что любые результаты не являются абсолютно точными, так как каждое полученное значение несет в себе определенную, а порой и существенную ошибку. Радиогеохронологический возраст показывается как приблизительная величина с допустимой ошибкой. Размер ошибки возрастает по мере удаления в глубь истории. Кроме того, надо иметь в виду, что продолжительность современного астрономического года не полностью соответствует продолжительности года в палеозое и тем более в протерозое или архее (допустимы разные скорости вращения Земли по солнечной орбите или изменение траектории самой орбиты).

      Данный  метод основан на явлении радиоактивного распада элементов, находящихся в горных породах или минералах. Для его определения используют радиоактивные изотопы урана, тория, рубидия, калия, углерода и водорода. Период полураспада нестабильного элемента точно известен, и метод определения возраста минерала заключается в том, чтобы найти отношение массы вновь образованного химического элемента к массе материнского изотопа в минерале. Отсчет времени по атомным часам начинается сразу же после кристаллизации данного минерала, который все последующее время вел себя как замкнутая система и сохранял как все продукты распада, так и количество исходного материнского изотопа, которое осталось после распада.

      Сегодня наука, занимающаяся определением абсолютного  возраста минералов и горных пород, называется радиологией. В ее арсенале имеются множество методов и методик, благодаря которым определение радиогеохронологического возраста постоянно совершенствуется (табл. 6.4).

      Изотопы, используемые для определения радиогеохронологического возраста приведены в таблице:

      Как видно из этой таблицы, различные  изотопы могут использоваться для определения возраста в разных временных диапазонах. Так, радиоактивный углерод ¹⁴С, образующийся в верхних слоях атмосферы в результате действия космических лучей на атом азота ¹⁴N, используется для определения возраста древесины и торфа в пределах 50 тыс. лет. Это позволяет применять его для временной характеристики событий в конце плейстоцена и голоцена, а также в археологии. Большое влияние на отношения ¹⁴С/¹²С оказывают проводимые в последние полвека испытания ядерного оружия, а также работы атомных реакторов и ускорителей.

      Изотопы с большим периодом полураспада применяются для определения возраста докембрийских пород, которые формировались более 1 млрд. лет назад. Широко используются уран-свинцовый, торий-свинцовый, свинец-свинцовый, калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, самарий-ниодимовый и некоторые другие изотопные методы. Каждый их них имеет свои достоинства и недостатки.