A apresentação do material proposto baseia-se na estrutura de vários métodos e princípios para o estudo da estratigrafia e paleogeografia, propostos por pesquisadores em diferentes versões (Evdokimov, 1991; Gursky, 1979; Gursky et al., 1982, 1985; e outros, tabela 1), em que são agrupados de acordo com as tarefas a serem resolvidas.

O método principal é o histórico-natural, que é um conjunto de métodos modernos, com a ajuda do qual são realizados estudos abrangentes da Terra, permitindo identificar o estado e os processos de mudança na concha geográfica no tempo e no espaço para explicar suas semelhanças e diferenças, o mesmo tipo de relação entre os componentes da natureza, comparar as condições naturais e criar previsões para o seu desenvolvimento. Três tarefas principais estão no centro da resolução desses problemas:

1) o estudo do ambiente natural do passado no tempo e no espaço;

2) avaliação do estado dos geossistemas do estágio atual como resultado do desenvolvimento espacial e temporal;

3) prever tendências no desenvolvimento do ambiente natural com base em suas análises no passado e no presente.

A solução desses problemas encontra sua aplicação prática em vários aspectos: geocronologia (determinando a idade dos eventos no passado geológico), estratigrafia (divisão de estratos), paleogeografia (recriando as condições para o acúmulo de sedimentos e o desenvolvimento de componentes naturais de o ambiente no tempo e no espaço) e correlação (comparação de eventos geológicos naturais como dentro de regiões individuais, e significativamente distantes uns dos outros - correlações distantes) e agora se baseia nos princípios do realismo e historicismo que surgiram após o surgimento do uniformitarismo e do catastrofismo . Ele usa tal abordagens científicas como estatísticas, formas orientadoras, relíquias e exóticas, complexos paleontológicos e evolutivos. Os métodos gerais ou métodos de síntese da pesquisa científica são paleontológicos (bioestratigráficos: florísticos e faunísticos), não paleontológicos (geológico-estratigráficos ou litogenéticos) e físicos. A obtenção de material factual é realizada com base na aplicação combinada de vários métodos privados e técnicas analíticas. Os métodos privados fornecem informações primárias, material factual e métodos comuns- permitir o processamento de informações já disponíveis em sua base.

A recolha e estudo primário de material factual é efectuado no terreno com base em levantamentos aéreos e geológicos, perfuração de poços, descrições de objectos geológicos (afloramentos naturais, afloramentos de rochas antigas, produtos de actividade vulcânica, bem como trabalhos artificiais - testemunhos de poços, poços, minas, pedreiras), conforme registros e determinações por estações de registro de propriedades físicas pedras em poços, amostragem e resíduos orgânicos.

O processamento subsequente de rochas é realizado em condições de laboratório e inclui: processamento técnico de amostras Vários tipos análises e microscopia posterior (incluindo fotografia de objetos), interpretação de fotografias aéreas e materiais de registro.

A generalização e análise dos dados obtidos é realizada em condições de escritório usando métodos científicos gerais (modelagem, sistema, lógica, comparação e análogos) e técnicas (matemáticas, computacionais, tabulares, bem como gráficas na forma de diagramas, mapas, perfis , cartões perfurados, esquemas, sismogramas e etc.) processando as informações recebidas. O poço mais profundo do mundo, o poço Kola, foi lançado em 1970 e tem uma profundidade projetada de 15 km. A partir de 1961, geólogos americanos, usando uma embarcação especial "Challenger", perfuraram 600 poços de até 500-600 m de profundidade em diferentes partes do leito do Oceano Mundial. -24” passou pelas rochas lunares a uma profundidade de cerca de 2 m, coletaram amostras que foram trazidas para a Terra e posteriormente estudadas.

Qualquer pesquisa histórica, inclusive histórica e geológica, visa considerar eventos no tempo, o que requer estabelecer a cronologia desses eventos. A cronologia é uma parte necessária e integral de qualquer pesquisa geológica e paleogeográfica. Permite organizar os eventos do passado em sua sequência natural e estabelecer suas relações cronológicas formais. Sem cronologia não pode haver história (incluindo a história geológica). Mas cronologia não é história. Segundo I. Walter (1911), “só então a cronologia se transforma em história, quando a unidade dos grandes acontecimentos, desde o início até o fim, encontra expressão em sua apresentação”.

Para navegar em conjunto infinito eventos individuais do passado, é necessário estabelecer não apenas suas relações cronológicas formais, mas também suas conexões internas (cronológicas e espaciais) entre si. Assim, seus agrupamentos naturais podem ser identificados, permitindo delinear as etapas e limites correspondentes do desenvolvimento geológico, que formam a base da periodização geológica natural.

A sequência histórica dos eventos geológicos está impressa na sequência de formação das unidades geológicas (estratos) que compõem a crosta terrestre, que são estudadas pela estratigrafia.

Existe uma estreita relação entre geocronologia e estratigrafia. A tarefa da geocronologia é estabelecer a cronologia dos eventos do passado geológico da Terra: sua idade (o momento inicial de seu surgimento como planeta do sistema solar - a Proto-Terra; a idade das rochas formadas durante o evolução da Proto-Terra e composição da crosta terrestre; ordem cronológica períodos de tempo durante os quais os maciços rochosos se formaram. Como não existem seções geológicas absolutamente completas em toda a história do planeta em nenhum ponto da Terra devido ao fato de que períodos de acumulação (acumulação) de sedimentos foram substituídos por períodos de destruição e demolição (desnudação) de rochas, muitas páginas da crônica de pedra da Terra são arrancados e destruídos. A incompletude do registro geológico requer uma comparação de dados geológicos em grandes áreas para reconstruir a história da Terra.

Todos esses problemas são resolvidos com base nos métodos de geocronologia relativa considerados abaixo. Como resultado, uma escala geocronológica (séries sucessivas de unidades geocronológicas em sua subordinação taxonômica) e estratigráfica (um conjunto de unidades estratigráficas comuns dispostas na ordem de sua sequência e subordinação taxonômica) foram desenvolvidas com um número de unidades correspondentes baseadas na evolução mundo orgânico. As unidades estratigráficas são usadas para designar os complexos de camadas rochosas, e suas unidades geocronológicas correspondentes são usadas para designar o tempo durante o qual esses complexos foram depositados.

Quando se fala em tempo relativo, são utilizadas unidades geocronológicas, e quando se fala em depósitos que se formaram em um determinado momento, são utilizadas unidades estratigráficas.

A divisão e correlação das seções é feita com base em critérios determinados pelas características mineralógicas e petrográficas das camadas, suas relações e condições de acumulação, ou pela composição dos restos de organismos animais e vegetais contidos nas rochas. De acordo com isso, costuma-se destacar métodos baseados no estudo da composição das camadas e suas relações (métodos geológico-estratigráficos) e aqueles baseados nas características paleontológicas das rochas (métodos bioestratigráficos). Esses métodos permitem determinar a idade relativa das camadas rochosas e a sequência de eventos no passado geológico (alguns mais jovens ou anteriores, outros mais antigos ou posteriores) e correlacionar camadas e eventos coevos.

Tal definição da idade relativa das rochas não dá uma ideia real da idade geológica da Terra, da duração dos eventos do passado geológico e da duração das divisões geocronológicas. A geocronologia relativa torna possível julgar apenas a sequência no tempo de unidades e eventos geocronológicos individuais, mas sua verdadeira duração (em milhares e milhões de anos) pode ser estabelecida por métodos geocronológicos, muitas vezes chamados de métodos de idade absoluta.

Assim, na geografia e na geologia, existem duas cronologias: relativa e absoluta. A cronologia relativa determina a idade de objetos e eventos geológicos em relação uns aos outros, a sequência de sua formação e curso usando métodos geológico-estratigráficos e bioestratigráficos. A cronologia absoluta estabelece o tempo de ocorrência das rochas, manifestações de processos geológicos e sua duração em unidades astronômicas(anos) por métodos radiométricos.

Em conexão com o conjunto de tarefas, os métodos geográficos e geológicos privados são combinados em dois grandes grupos: geocronologia absoluta e relativa.

Os métodos de geocronologia absoluta (radiométrica, nuclear) determinam quantitativamente a idade absoluta (verdadeira) dos corpos geológicos (estratos, camadas) desde o momento de sua formação. Esses métodos são de grande importância para datar os estratos mais antigos (incluindo o pré-cambriano) da Terra, que contêm restos orgânicos muito escassos.

Usando métodos de geocronologia relativa (comparativa), pode-se ter uma ideia da idade relativa das rochas, ou seja, determinar a sequência de formação dos corpos geológicos correspondentes a determinados eventos geológicos na história da Terra. Os métodos de geocronologia relativa e estratigrafia permitem responder à questão de quais dos depósitos comparados são mais antigos e quais são mais novos sem avaliar o tempo de sua formação e a que intervalo de tempo pertencem os depósitos estudados, os processos geológicos correspondentes, alterações climáticas, achados de fauna, flora, etc. .d.

O homem sempre se interessou por tudo o que o cercava: minerais, rochas, água, fogo, ar, plantas, animais.

Cientistas antigos coletavam fatos e depois sistematizavam e estabeleciam padrões. Em seu trabalho, eles usaram jeitos diferentes e técnicas, ou seja, métodos (de palavra grega"métodos" - o caminho da pesquisa, teoria, ensino).

Como todas as ciências, a geografia métodos especiais pesquisar. Vamos considerar alguns deles.

Descrição geográfica

Esse método era geralmente usado por exploradores, navegadores, viajantes que registravam as primeiras informações sobre terras abertas e os povos que as habitavam. Eles tentaram responder às perguntas: onde está localizado? Com o que se parece? Que características tem?

Agora este método é amplamente utilizado pelos participantes em estudos de campo e expedições que estudam o relevo, o Oceano Mundial, a atmosfera da Terra, bem como o Ártico e a Antártida.

método cartográfico

O mapa é uma fonte especial de conhecimento geográfico. Reflete e sistematiza informações obtidas por meio de observações e descrições.

Primeiro Mapas geográficos apareceu na Grécia antiga nos séculos VIII-VI. BC ah... o tempo passou. Os mapas foram refinados e melhorados. Atualmente, os mapas de computador são amplamente utilizados.

Os cartógrafos criam vários mapas - geográficos, climáticos, minerais, etc. Assim, o método cartográfico de pesquisa é o uso de mapas para fins científicos e conhecimento prático os objetos e fenômenos retratados neles. É parte integrante da maioria dos levantamentos geográficos.

Método geográfico comparativo

O método geográfico comparativo é um dos mais antigos da geografia. Permite usar a comparação para identificar o geral e o especial em objetos geográficos, fenômenos, processos.

Método aeroespacial

Atualmente, este método tornou-se um dos mais importantes na geografia. Observações e fotografias de aeronaves, satélites, estações espaciais permitem não apenas compilar mapas muito precisos, mas também encontrar novos depósitos minerais, monitorar a atividade humana, a poluição superfície da Terra, receba informações sobre outros planetas do sistema solar, sobre a Galáxia, o Universo.

Método estatístico

O método estatístico é utilizado para analisar dados estatísticos - quantitativos e qualitativos. A contabilidade estatística foi realizada nos tempos antigos. Por exemplo, em China antiga foram realizados censos populacionais. Atualmente, o método estatístico é utilizado em quase todas as indústrias. Na geografia, o material estatístico é apresentado no texto dos livros didáticos, em mapas, bem como na forma de diagramas, gráficos, tabelas.

1. Como os povos antigos estudavam a Terra?
2. Qual é o método de descrição geográfica?
3. Qual o papel do método cartográfico em nosso tempo?
4. O que da geografia moderna método aeroespacial?
5. É usado por século tecnologia de computador métodos de pesquisa geográfica usados ​​pelos cientistas da antiguidade?

A Terra é um planeta único: só nele existe vida. intimamente inter-relacionados, eles se modificam e se complementam. Os processos que ocorrem na natureza e a alteram são divididos em físicos e biológicos. O homem tem um enorme impacto na mudança da face da Terra.

Eles são chamados de ciências naturais. Estes incluem astronomia, física, química, geografia, biologia, geologia, ecologia.

Forma um grupo de ciências inter-relacionadas, cujo número está em constante crescimento. Há duas seções principais: geografia física e socioeconômica.

Os métodos especiais de pesquisa geográfica são a descrição geográfica, os métodos cartográficos, geográficos comparativos, aeroespaciais e estatísticos.

Conceitos básicos e termos da seção:

• Natureza viva
• natureza inanimada
• fenômenos naturais: físicos, biológicos
• Ciências Naturais
• Geografia física
• geografia socioeconômica
• métodos de pesquisa geográfica

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Métodos para estudar a estrutura da Terra

A maioria das ciências particulares da Terra são as ciências de sua superfície, incluindo a atmosfera. Até que uma pessoa penetrou mais profundamente na Terra mais de 12 a 15 km (Kola poço ultraprofundo). De profundidades até aproximadamente 200 km, a substância das entranhas é realizada de diferentes maneiras e fica disponível para pesquisa. Informações sobre mais camadas profundas obtido por métodos indiretos:

Registo da natureza da passagem das ondas sísmicas tipos diferentes pelo interior da Terra, estudando meteoritos como relíquias do passado, refletindo a composição e estrutura da matéria da nuvem protoplanetária na zona de formação dos planetas terrestres. Com base nisso, são tiradas conclusões sobre a coincidência da substância de meteoritos de um certo tipo com a substância de certas camadas. profundezas terrenas. As conclusões sobre a composição do interior da Terra, com base em dados sobre a composição química e mineralógica dos meteoritos que caem sobre a Terra, não são consideradas confiáveis, pois não existe um modelo geralmente aceito para a formação e desenvolvimento do sistema solar.

Estrutura da Terra

Sondar as entranhas da terra com ondas sísmicas permitiu estabelecer sua estrutura e diferenciação de conchas composição química.

Existem 3 áreas principais localizadas concentricamente: núcleo, manto e crosta. O núcleo e o manto, por sua vez, são subdivididos em conchas adicionais que diferem em propriedades físicas e químicas (Fig. 51).

Fig.51 Estrutura da Terra

O núcleo ocupa a região central do geóide terrestre e é dividido em 2 partes. núcleo interno está em um estado sólido, é cercado núcleo externo, na fase líquida. Não há limite claro entre os núcleos interno e externo, eles são distinguidos zona de transição. Acredita-se que a composição do núcleo seja idêntica à dos meteoritos de ferro. O núcleo interno consiste em ferro (80%) e níquel (20%). A liga correspondente à pressão do interior da Terra tem um ponto de fusão da ordem de 4500 0 C. O núcleo externo contém ferro (52%) e eutético (mistura líquida sólidos) formado por ferro e enxofre (48%). A impureza pequena do níquel não é excluída. O ponto de fusão de tal mistura é estimado em 3200 0 C. Para que o núcleo interno permaneça sólido e o núcleo externo seja líquido, a temperatura no centro da Terra não deve exceder 4500 0 C, mas não deve ser inferior de 3200 0 C. As idéias sobre a natureza do magnetismo terrestre estão associadas ao estado líquido do núcleo externo.

Estudos de caracteres paleomagnéticos campo magnético planetas no passado distante, com base em medições da magnetização remanescente de rochas terrestres, mostrou que ao longo de 80 milhões de anos não havia apenas a presença de força de campo magnético, mas também remagnetização sistemática múltipla, como resultado do qual o norte e sul magnético pólos da Terra mudaram de lugar. Durante os períodos de inversão de polaridade, houve momentos de completo desaparecimento do campo magnético. Portanto, o magnetismo terrestre não pode ser criado por um ímã permanente devido à magnetização estacionária do núcleo ou de alguma parte dele. Supõe-se que o campo magnético é criado por um processo chamado efeito dínamo auto-excitado. O papel do rotor (elemento móvel) do dínamo pode ser desempenhado pela massa do núcleo líquido, que se move com a rotação da Terra em torno de seu eixo, e o sistema de excitação é formado por correntes que criam laços fechados dentro da esfera do núcleo.

A densidade e a composição química do manto, de acordo com as ondas sísmicas, diferem acentuadamente das características correspondentes do núcleo. O manto é formado por vários silicatos (compostos à base de silício). Supõe-se que a composição do manto inferior seja semelhante à dos meteoritos pedregosos (condritos).

O manto superior está diretamente ligado à camada mais externa, a crosta. É considerada uma "cozinha", onde são cozinhadas muitas das rochas que compõem a casca ou os seus produtos semi-acabados. Acredita-se que o manto superior seja constituído por olivina (60%), piroxênio (30%) e feldspato (10%). NO certas áreas Nessa camada, ocorre a fusão parcial dos minerais e formam-se basaltos alcalinos - a base da crosta oceânica. Através das falhas de fenda das dorsais meso-oceânicas, os basaltos vêm do manto para a superfície da Terra. Mas isso não se limita à interação da crosta e do manto. A crosta frágil, que possui alto grau de rigidez, juntamente com parte do manto subjacente, forma uma camada especial com espessura de cerca de 100 km, denominada litosfera. Esta camada repousa sobre o manto superior, cuja densidade é visivelmente maior. O manto superior tem uma característica que determina a natureza de sua interação com a litosfera: em relação às cargas de curto prazo, comporta-se como um material rígido, e em relação às cargas de longo prazo, como plástico. A litosfera cria uma carga constante no manto superior e, sob sua pressão, a camada subjacente, denominada astenosfera apresenta propriedades plásticas. A litosfera "flutua" nela. Tal efeito é chamado isostasia.

A astenosfera, por sua vez, depende de camadas mais profundas do manto, cuja densidade e viscosidade aumentam com a profundidade. A razão para isso é a compressão das rochas, que provoca um rearranjo estrutural de algumas compostos químicos. Por exemplo, o silício cristalino em seu estado normal tem uma densidade de 2,53 g / cm 3, sob a influência de pressões e temperaturas aumentadas, passa para uma de suas modificações, chamada stishovite, cuja densidade atinge 4,25 g / cm 3. Os silicatos que formam esta modificação do silício têm uma estrutura muito compacta. No geral, a litosfera, a astenosfera e o resto do manto podem ser considerados como um sistema de três camadas, cada uma das partes sendo móvel em relação a outros componentes. A litosfera leve, que repousa sobre uma astenosfera não muito viscosa e plástica, distingue-se pela mobilidade particular.

A crosta terrestre, que forma a parte superior da litosfera, é composta principalmente por oito elementos químicos: oxigênio, silício, alumínio, ferro, cálcio, magnésio, sódio e potássio. Metade de toda a massa da crosta é representada pelo oxigênio, que está contido nela em estados ligados, principalmente na forma de óxidos metálicos. Características geológicas a crosta é determinada pelas ações conjuntas da atmosfera, hidrosfera e biosfera sobre ela - essas três camadas externas do planeta. A composição da casca e das cascas externas é continuamente atualizada. Devido ao intemperismo e à deriva, a substância da superfície continental é completamente renovada em 80 a 100 milhões de anos. A perda de matéria nos continentes é reabastecida por antigas elevações de sua crosta. A atividade vital de bactérias, plantas e animais é acompanhada por uma mudança completa de dióxido de carbono contido na atmosfera em 6-7 anos, oxigênio - em 4.000 anos. Toda a massa da hidrosfera (1,4 · 10 18 toneladas) é completamente renovada em 10 milhões de anos. Uma circulação ainda mais fundamental da matéria na superfície do planeta procede em processos que ligam todas as camadas internas em um único sistema.

Existem fluxos verticais estacionários chamados jatos do manto, eles sobem do manto inferior para o superior e liberam matéria combustível para lá. Os fenômenos da mesma natureza incluem "campos quentes" intraplaca, com os quais, em particular, estão associadas as maiores anomalias na forma do geóide da Terra. Assim, o estilo de vida do interior da Terra é extremamente complexo. Desvios das posições dos mobilizadores não prejudicam a ideia de placas tectônicas e seus movimentos horizontais. Mas é possível que em um futuro próximo apareça uma teoria mais geral do planeta, levando em consideração movimentos horizontais placas e transferências verticais abertas de matéria combustível no manto.

As conchas superiores da Terra - a hidrosfera e a atmosfera - diferem marcadamente de outras conchas que formam o corpo sólido do planeta. Em massa, esta é uma parte muito pequena do globo, não mais que 0,025% de sua massa total. Mas o significado dessas conchas na vida do planeta é enorme. A hidrosfera e a atmosfera surgiram em um estágio inicial da formação do planeta, e talvez simultaneamente à sua formação. Não há dúvida de que o oceano e a atmosfera existiam há 3,8 bilhões de anos.

A formação da Terra prosseguiu em consonância com um único processo que provocou a diferenciação química do interior e o surgimento dos precursores da atmosfera moderna e da hidrosfera. Primeiro, o proto-núcleo da Terra foi formado a partir de grãos de substâncias pesadas não voláteis, depois ligou muito rapidamente a substância, que mais tarde se tornou o manto. E quando a Terra atingiu aproximadamente o tamanho de Marte, o período de seu bombardeio começou planetosimália. Os impactos foram acompanhados por forte aquecimento local e derretimento das rochas da Terra e planetosimais. Ao mesmo tempo, gases e vapor de água contidos nas rochas foram liberados. E como a temperatura média da superfície do planeta permaneceu baixa, o vapor de água se condensou para formar uma hidrosfera crescente. Nessas colisões, a Terra perdeu hidrogênio e hélio, mas reteve gases mais pesados. O conteúdo de isótopos de gás inerte em atmosfera moderna permite julgar a fonte que lhes deu origem. Essa composição isotópica é consistente com a hipótese sobre a origem do impacto de gases e água, mas contradiz a hipótese sobre o processo de desgaseificação gradual do interior da Terra como fonte de formação da atmosfera e hidrosfera. O oceano e a atmosfera certamente existiram não apenas durante toda a história da Terra como planeta formado, mas também durante a fase principal de acreção, quando a proto-Terra era do tamanho de Marte.

A ideia de desgaseificação por impacto, considerada como o principal mecanismo para a formação da hidrosfera e da atmosfera, está ganhando cada vez mais reconhecimento. experimentos de laboratório a capacidade dos processos de impacto de liberar quantidades apreciáveis ​​de gases, incluindo oxigênio molecular, de rochas terrestres foi confirmada. E isso significa que uma certa quantidade de oxigênio estava presente na atmosfera da Terra antes mesmo que a biosfera surgisse nela. As idéias da origem abiogênica de alguma parte do oxigênio atmosférico também foram apresentadas por outros cientistas.

Ambos conchas externas– atmosfera e hidrosfera – interagem estreitamente entre si e com outras conchas da Terra, especialmente com a litosfera. Eles são diretamente afetados pelo Sol e pelo Cosmos. Cada uma dessas conchas é um sistema aberto, dotado de certa autonomia e suas próprias leis internas de desenvolvimento. Todos os que estudam os oceanos de ar e água estão convencidos. Que os objetos de estudo revelam uma surpreendente sutileza de organização, a capacidade de autorregulação. Mas, ao mesmo tempo, nenhum sistemas de terra não sai do conjunto geral, e sua coexistência demonstra não apenas a soma das partes, mas uma nova qualidade.

Entre a comunidade de conchas da Terra lugar especial ocupa a biosfera. Captura a camada superior da litosfera, quase toda a hidrosfera e as camadas inferiores da atmosfera. O termo "biosfera" foi introduzido na ciência em 1875 pelo geólogo austríaco E. Suess (1831 - 1914). A biosfera foi entendida como a totalidade da matéria viva que habita a superfície do planeta, juntamente com o habitat. Um novo significado a este conceito foi dado por V.I. Vernadsky, que considerava a biosfera como educação sistêmica. O significado deste sistema vai além do mundo puramente terrestre, que é um elo em escala cósmica.

Idade da Terra

Em 1896, o fenômeno da radioatividade foi descoberto, o que levou ao desenvolvimento de métodos de datação radiométrica. Sua essência é a seguinte. Os átomos de alguns elementos (urânio, rádio, tório e outros) não permanecem constantes. O original, chamado de elemento pai, se desintegra espontaneamente, transformando-se em um filho estável. Por exemplo, urânio - 238, em decomposição, se transforma em chumbo - 206 e potássio - 40 - em argônio - 40. Ao medir o número de elementos pai e filho em um mineral, você pode calcular o tempo decorrido desde sua formação: quanto maior a porcentagem de elementos filhos, o mineral mais antigo.

De acordo com a datação radiométrica, os minerais mais antigos da Terra têm 3,96 bilhões de anos, e os cristais únicos mais antigos têm 4,3 bilhões de anos. Os cientistas acreditam que a própria Terra é mais antiga, pois a contagem radiométrica é do momento da cristalização dos minerais, e o planeta existia em estado fundido. Esses dados, juntamente com os resultados de estudos de isótopos de chumbo em meteoritos, permitem concluir que todo o sistema solar se formou há aproximadamente 4,55 bilhões de anos.

5.5. Origem dos continentes. Evolução da crosta terrestre: placas tectônicas

Em 1915, o geofísico alemão A. Wegener (1880 - 1930) sugeriu, com base no contorno dos continentes, que em período geológico havia uma única massa de terra, nomeada por ele Pangeia(do grego. "toda a terra"). A Pangeia se dividiu em Laurásia e Gondwana. 135 milhões de anos atrás a África se separou da América do Sul, e 85 milhões de anos atrás a América do Norte se separou da Europa; Há 40 milhões de anos, o continente indiano colidiu com a Ásia e o Tibete e surgiu o Himalaia.

O argumento decisivo a favor da adoção desse conceito foi a descoberta empírica na década de 50 do século XX da expansão do fundo oceânico, que serviu de ponto de partida para a criação das placas tectônicas litosféricas. Atualmente, acredita-se que os continentes se afastam sob a influência de correntes convectivas profundas direcionadas para cima e para os lados e puxando as placas sobre as quais flutuam os continentes. Essa teoria também é confirmada por dados biológicos sobre a distribuição dos animais em nosso planeta. A teoria da deriva continental, baseada na tectônica de placas litosféricas, é agora universalmente reconhecida em geologia.

Também apoiando esta teoria é que o litoral do leste da América do Sul coincide notavelmente com o litoral da África Ocidental, enquanto o litoral do leste América do Norte- com o litoral da parte ocidental da Europa.

Um de teorias modernas, explicando a dinâmica dos processos na crosta terrestre, é chamado teoria do neomobilismo. Sua origem remonta ao final dos anos 60 do século XX e foi causada pela sensacional descoberta no fundo do oceano de uma cadeia de serras que enlaçavam o globo. Não há nada igual em terra. Os Alpes, o Cáucaso, o Pamir, o Himalaia, mesmo juntos, são incomparáveis ​​com a faixa descoberta das dorsais meso-oceânicas. Sua extensão ultrapassa 72 mil km.

A humanidade, por assim dizer, descobriu um planeta anteriormente desconhecido. A presença de depressões estreitas e grandes bacias, desfiladeiros profundos que se estendem quase continuamente ao longo do eixo das cordilheiras de médio alcance, milhares de montanhas, terremotos subaquáticos, vulcões ativos, fortes anomalias magnéticas, gravitacionais e térmicas, fontes quentes de águas profundas, acumulações colossais de nódulos de ferromanganês - tudo isso foi descoberto em um curto período de tempo no fundo do oceano.

Como se viu, a crosta oceânica é caracterizada pela constante renovação. Origina-se no fundo de uma fenda que cruza as cristas medianas ao longo do eixo. As próprias cristas são da mesma fonte e também são jovens. A crosta oceânica "morre" em locais de rachaduras - onde se move sob placas vizinhas. Afundando-se profundamente no planeta, no manto e derretendo-se, consegue ceder parte de si, junto com os depósitos sedimentares acumulados sobre ele, para a construção da crosta continental. A estratificação de densidade do interior da Terra dá origem a uma espécie de fluxo no manto. Essas correntes fornecem um suprimento de material para o crescimento fundo do mar. Eles também forçam placas globais com continentes que se projetam dos oceanos à deriva. A deriva de grandes placas da litosfera com a terra subindo sobre elas é chamada neomobilismo.

O movimento dos continentes é atualmente confirmado por observações de naves espaciais. nascimento crosta oceânica pesquisadores viram com seus próprios olhos, aproximando-se do fundo do Atlântico, dos oceanos Pacífico e Índico, do Mar Vermelho. Usando técnicas de mergulho em alto mar de última geração, os mergulhadores descobriram rachaduras no fundo extensível e vulcões jovens subindo de tais rachaduras.

Métodos para estudar a estrutura interna e composição da Terra

Os métodos para estudar a estrutura interna e a composição da Terra podem ser divididos em dois grupos principais: métodos geológicos e métodos geofísicos. Métodos geológicos baseiam-se nos resultados de um estudo direto de estratos rochosos em afloramentos, minas (minas, poços, etc.) e furos. Ao mesmo tempo, os pesquisadores têm à disposição todo o arsenal de métodos para estudar a estrutura e a composição, o que determina o alto grau de detalhamento dos resultados obtidos. Ao mesmo tempo, as possibilidades desses métodos no estudo das profundezas do planeta são muito limitadas - o poço mais profundo do mundo tem uma profundidade de apenas -12262 m (Kola superdeep na Rússia), profundidades ainda menores foram alcançadas ao perfurar o fundo do oceano (cerca de -1500 m, perfurando do lado do navio de pesquisa americano "Glomar Challenger"). Assim, profundidades não superiores a 0,19% do raio do planeta estão disponíveis para estudo direto.

As informações sobre a estrutura profunda são baseadas na análise de dados indiretos obtidos métodos geofísicos, principalmente padrões de mudança com a profundidade de diferentes parâmetros físicos(condutividade elétrica, figura de mérito mecânica, etc.) medidos durante levantamentos geofísicos. O desenvolvimento de modelos da estrutura interna da Terra baseia-se principalmente nos resultados de estudos sísmicos baseados em dados sobre as leis de propagação das ondas sísmicas. Nos centros de terremotos e explosões poderosas, surgem ondas sísmicas - vibrações elásticas. Essas ondas são divididas em ondas de volume - se propagando nas entranhas do planeta e as "translúcidas" como raios X, e ondas de superfície - propagando-se paralelamente à superfície e "sondando" as camadas superiores do planeta a uma profundidade de dezenas ou centenas de quilômetros.
As ondas de corpo, por sua vez, são divididas em dois tipos - longitudinais e transversais. Ondas longitudinais com grande velocidade propagação, são primeiramente registrados por receptores sísmicos, eles são chamados de ondas primárias ou P ( do inglês. primário - primário), as ondas transversais "mais lentas" são chamadas de ondas S ( do inglês. secundário - secundário). As ondas transversais são conhecidas por característica importante– eles se espalham apenas em um meio sólido.

Nos limites de meios com propriedades diferentes, as ondas são refratadas e, nos limites de mudanças bruscas nas propriedades, surgem ondas refratadas, refletidas e convertidas. As ondas de cisalhamento podem ser deslocadas perpendicularmente ao plano de incidência (ondas SH) ou deslocadas no plano de incidência (ondas SV). Ao cruzar a fronteira de meios com propriedades diferentes, as ondas SH experimentam refração comum e as ondas SV, exceto as ondas SV refratadas e refletidas, excitam as ondas P. É assim um sistema complexo ondas sísmicas, "translúcidas" as entranhas do planeta.

Analisando os padrões de propagação das ondas, é possível identificar heterogeneidades nas entranhas do planeta - se a uma certa profundidade for registrada uma mudança abrupta nas velocidades de propagação das ondas sísmicas, sua refração e reflexão, pode-se concluir que nesta profundidade há um limite das conchas internas da Terra, diferindo em suas propriedades físicas.

O estudo das formas e velocidade de propagação das ondas sísmicas nas entranhas da Terra permitiu desenvolver um modelo sísmico da sua estrutura interna.

As ondas sísmicas, que se propagam da fonte do terremoto para as profundezas da Terra, experimentam os saltos mais significativos de velocidade, refratam e refletem em seções sísmicas localizadas em profundidades 33 km e 2.900 km da superfície (ver fig.). Esses limites sísmicos afiados permitem dividir as entranhas do planeta em 3 principais geosferas internas - crosta terrestre, manto e núcleo.

A crosta terrestre é separada do manto por uma nítida fronteira sísmica, na qual a velocidade das ondas longitudinal e ondas de cisalhamento. Assim, a velocidade das ondas transversais aumenta acentuadamente de 6,7-7,6 km/s na parte inferior da crosta para 7,9-8,2 km/s no manto. Este limite foi descoberto em 1909 pelo sismólogo iugoslavo Mohorovičić e foi posteriormente nomeado fronteira de Mohorović(muitas vezes abreviado como o limite Moho ou M). A profundidade média do limite é de 33 km (deve-se notar que este é um valor muito aproximado devido às diferentes espessuras em diferentes estruturas geológicas); ao mesmo tempo, sob os continentes, a profundidade da seção Mohorovichich pode chegar a 75-80 km (que é fixada sob estruturas montanhosas jovens - Andes, Pamir), sob os oceanos diminui, atingindo uma espessura mínima de 3-4 km.

Um limite sísmico ainda mais nítido que separa o manto e o núcleo é fixado em profundidade 2.900 km. Nesta seção sísmica, a velocidade da onda P cai abruptamente de 13,6 km/s na base do manto para 8,1 km/s no núcleo; Ondas S - de 7,3 km / s a ​​0. O desaparecimento das ondas transversais indica que a parte externa do núcleo tem as propriedades de um líquido. A fronteira sísmica que separa o núcleo e o manto foi descoberta em 1914 pelo sismólogo alemão Gutenberg e é muitas vezes referida como fronteira de Gutenberg, embora este nome não seja oficial.

Mudanças bruscas na velocidade e na natureza da passagem das ondas são registradas em profundidades de 670 km e 5150 km. Fronteira 670 km divide o manto em manto superior (33-670 km) e manto inferior (670-2900 km). Fronteira 5150 km divide o núcleo em um líquido externo (2900-5150 km) e um sólido interno (5150-6371 km).

Mudanças significativas também são observadas na seção sísmica 410 km dividindo o manto superior em duas camadas.

Os dados obtidos sobre os limites sísmicos globais fornecem uma base para considerar um modelo sísmico moderno da estrutura profunda da Terra.

escudo exterior terra sólidaé crosta terrestre delimitada pela fronteira de Mohorovich. Esta é uma concha relativamente fina, cuja espessura varia de 4-5 km sob os oceanos a 75-80 km sob estruturas montanhosas continentais. A crosta superior é distintamente distinguida na composição do camada sedimentar, constituído por rochas sedimentares não metamorfoseadas, entre as quais podem estar presentes vulcânicos, e subjacente a ela consolidado, ou cristalino,latido, formada por rochas intrusivas metamorfoseadas e ígneas.Existem dois tipos principais de crosta terrestre - continental e oceânica, fundamentalmente diferentes em estrutura, composição, origem e idade.

crosta continental encontra-se sob os continentes e suas margens submarinas, tem uma espessura de 35-45 km a 55-80 km, 3 camadas são distinguidas em sua seção. A camada superior, via de regra, é composta por rochas sedimentares, incluindo uma pequena quantidade de rochas fracamente metamorfoseadas e ígneas. Essa camada é chamada sedimentar. Geofisicamente, é caracterizada por uma baixa velocidade de onda P na faixa de 2-5 km/s. A espessura média da camada sedimentar é de cerca de 2,5 km.
Abaixo está a crosta superior (granito-gnaisse ou camada "granito"), composta por rochas ígneas e metamórficas ricas em sílica (em média, correspondendo em composição química ao granodiorito). A velocidade das ondas P nesta camada é de 5,9-6,5 km/s. Na base da crosta superior, destaca-se a seção sísmica de Konrad, refletindo um aumento na velocidade das ondas sísmicas durante a transição para a crosta inferior. Mas esta seção não é fixa em todos os lugares: na crosta continental, um aumento gradual nas velocidades das ondas com a profundidade é frequentemente registrado.
A crosta inferior (camada granulito-máfica) se distingue por uma maior velocidade de onda (6,7-7,5 km/s para ondas P), que se deve a uma mudança na composição da rocha durante a transição do manto superior. De acordo com o modelo mais aceito, sua composição corresponde ao granulito.

Rochas de várias idades geológicas participam da formação da crosta continental, até as mais antigas, com cerca de 4 bilhões de anos.

crosta oceânica tem uma espessura relativamente pequena, uma média de 6-7 km. Em sua forma mais geral, duas camadas podem ser distinguidas em sua seção. A camada superior é sedimentar, caracterizada por baixa espessura (cerca de 0,4 km em média) e baixa velocidade da onda P (1,6-2,5 km/s). A camada inferior - "basalto" - é composta por rochas ígneas básicas (acima - basaltos, abaixo - rochas intrusivas básicas e ultrabásicas). Velocidade ondas longitudinais na camada "basáltica" aumenta de 3,4-6,2 km/s nos basaltos para 7-7,7 km/s nos horizontes mais baixos da crosta.

As rochas mais antigas da crosta oceânica moderna têm cerca de 160 milhões de anos.

MantoÉ a maior concha interna da Terra em termos de volume e massa, delimitada de cima pela fronteira de Moho, de baixo pela fronteira de Gutenberg. Em sua composição, destacam-se o manto superior e o manto inferior, separados por um limite de 670 km.

A mania superior é dividida em duas camadas de acordo com as características geofísicas. Camada superior - manto subcrustal- estende-se desde a fronteira de Moho até profundidades de 50-80 km sob os oceanos e 200-300 km sob os continentes e é caracterizada por um aumento suave na velocidade das ondas sísmicas longitudinais e transversais, o que é explicado pela compactação das rochas devido à pressão litostática dos estratos sobrejacentes. Abaixo do manto subcrustal até a interface global de 410 km existe uma camada de baixas velocidades. Como decorre do nome da camada, as velocidades das ondas sísmicas nela são mais baixas do que no manto subcrustal. Além disso, em algumas áreas, são detectadas lentes que não transmitem ondas S, o que dá razão para afirmar que a substância do manto nessas áreas está em um estado parcialmente fundido. Essa camada é chamada de astenosfera ( do grego "asthenes" - fraco e "sphair" - esfera); o termo foi introduzido em 1914 pelo geólogo americano J. Burrell, muitas vezes referido na literatura inglesa como LVZ - Zona de Baixa Velocidade. Nesse caminho, astenosfera- trata-se de uma camada do manto superior (localizada a uma profundidade de cerca de 100 km sob os oceanos e cerca de 200 km ou mais sob os continentes), identificada com base na diminuição da velocidade de passagem das ondas sísmicas e tendo uma resistência e viscosidade reduzidas. A superfície da astenosfera está bem estabelecida por uma diminuição acentuada da resistividade (para valores de cerca de 100 Ohm . m).

A presença de uma camada astenosférica plástica, que difere em propriedades mecânicas das camadas sólidas sobrejacentes, dá motivos para isolar litosfera- a casca sólida da Terra, incluindo a crosta terrestre e o manto subcrustal, localizado acima da astenosfera. A espessura da litosfera é de 50 a 300 km. Deve-se notar que a litosfera não é uma concha de pedra monolítica do planeta, mas é dividida em placas separadas que se movem constantemente ao longo da astenosfera plástica. Os focos de terremotos e vulcanismo moderno estão confinados aos limites das placas litosféricas.

Mais profundo do que 410 km no manto superior, as ondas P e S se propagam em todos os lugares, e sua velocidade aumenta de forma relativamente monótona com a profundidade.

NO manto inferior, separados por um limite global nítido de 670 km, a velocidade das ondas P e S aumenta monotonicamente, sem mudanças abruptas, até 13,6 e 7,3 km/s, respectivamente, até a seção de Gutenberg.

No núcleo externo, a velocidade das ondas P diminui drasticamente para 8 km/s, enquanto as ondas S desaparecem completamente. O desaparecimento das ondas transversais sugere que o núcleo externo da Terra está em estado líquido. Abaixo da seção de 5.150 km, há um núcleo interno no qual a velocidade das ondas P aumenta e as ondas S começam a se propagar novamente, o que indica seu estado sólido.

A conclusão fundamental do modelo de velocidade da Terra descrito acima é que nosso planeta consiste em uma série de conchas concêntricas representando um núcleo ferruginoso, um manto de silicato e uma crosta de aluminossilicato.

Características geofísicas da Terra

Distribuição de massa entre as geosferas internas

A maior parte da massa da Terra (cerca de 68%) cai em seu manto relativamente leve, mas grande, com cerca de 50% caindo no manto inferior e cerca de 18% no superior. Os 32% restantes da massa total da Terra caem principalmente no núcleo, e sua parte externa líquida (29% da massa total da Terra) é muito mais pesada que a parte sólida interna (cerca de 2%). Apenas menos de 1% da massa total do planeta permanece na crosta.

Densidade

A densidade das conchas aumenta naturalmente em direção ao centro da Terra (ver fig.). A densidade média da casca é de 2,67 g/cm3; na fronteira de Moho, aumenta abruptamente de 2,9-3,0 para 3,1-3,5 g/cm3. No manto, a densidade aumenta gradativamente devido à compressão da substância silicatada e transições de fase(reestruturação da estrutura cristalina da substância no decurso da "adaptação" à pressão crescente) de 3,3 g/cm 3 na parte subcrustal para 5,5 g/cm 3 no manto inferior. Na fronteira de Gutenberg (2900 km), a densidade quase duplica abruptamente, até 10 g/cm 3 no núcleo externo. Outro salto na densidade - de 11,4 para 13,8 g/cm 3 - ocorre na fronteira do núcleo interno e externo (5150 km). Esses dois saltos acentuados de densidade são de natureza diferente: no limite manto/núcleo, a composição química da matéria muda (transição do manto de silicato para o núcleo de ferro), enquanto o salto no limite de 5.150 km está associado a uma mudança estado de agregação(transição de um núcleo externo líquido para um interno sólido). No centro da Terra, a densidade da matéria atinge 14,3 g/cm 3 .

Pressão

A pressão no interior da Terra é calculada com base em seu modelo de densidade. O aumento da pressão à medida que você se afasta da superfície se deve a vários motivos:

compressão devido ao peso das cascas sobrejacentes (pressão litostática);

transições de fase em conchas quimicamente homogêneas (em particular, no manto);

a diferença na composição química das conchas (crosta e manto, manto e núcleo).

No sopé da crosta continental, a pressão é de cerca de 1 GPa (mais precisamente, 0,9 * 10 9 Pa). No manto da Terra, a pressão aumenta gradualmente, atingindo 135 GPa na fronteira de Gutenberg. No núcleo externo, o gradiente de crescimento de pressão aumenta, enquanto no núcleo interno, ao contrário, diminui. Os valores calculados de pressão na fronteira entre os núcleos interno e externo e próximo ao centro da Terra são 340 e 360 ​​GPa, respectivamente.

Temperatura. Fontes de energia térmica

Os processos geológicos que ocorrem na superfície e nas entranhas do planeta são principalmente devido à energia térmica. As fontes de energia são divididas em dois grupos: endógenas (ou fontes internas), associadas à geração de calor nas entranhas do planeta, e exógenas (ou externas em relação ao planeta). A intensidade do fluxo de energia térmica das profundezas para a superfície é refletida na magnitude do gradiente geotérmico. gradiente geotérmicoé o incremento de temperatura com a profundidade, expresso em 0 C/km. A característica "inversa" é estágio geotérmico- profundidade em metros, na imersão para que a temperatura aumentará em 1 0 С. áreas com um regime tectônico calmo. Com a profundidade, o valor do gradiente geotérmico diminui significativamente, chegando a uma média de cerca de 10 0 С/km na litosfera e menos de 1 0 С/km no manto. A razão para isso está na distribuição das fontes de energia térmica e na natureza da transferência de calor.

Fontes de energia endógena são as seguintes.
1. Energia de diferenciação gravitacional profunda, ou seja liberação de calor durante a redistribuição da matéria em densidade durante suas transformações químicas e de fase. O principal fator em tais transformações é a pressão. A fronteira núcleo-manto é considerada como o nível principal desta liberação de energia.
2. Calor radiogênico produzido pelo decaimento de isótopos radioativos. Segundo alguns cálculos, esta fonte determina cerca de 25% fluxo de calor emitida pela terra. No entanto, deve-se levar em conta que teores elevados dos principais isótopos radioativos de vida longa - urânio, tório e potássio são observados apenas na parte superior da crosta continental (zona de enriquecimento de isótopos). Por exemplo, a concentração de urânio em granitos atinge 3,5 10 -4%, em rochas sedimentares - 3,2 10 -4%, enquanto na crosta oceânica é insignificante: cerca de 1,66 10 -7%. Assim, o calor radiogênico é fonte adicional calor na parte superior da crosta continental, o que determina o alto valor do gradiente geotérmico nesta região do planeta.
3. Calor residual, preservado nas profundezas desde a formação do planeta.
4. Marés sólidas, devido à atração da lua. A transição da energia cinética das marés em calor ocorre devido à fricção interna em maciços rochosos. A participação desta fonte no balanço total de calor é pequena - cerca de 1-2%.

Na litosfera, o mecanismo condutor (molecular) de transferência de calor predomina; no manto sublitosférico da Terra, ocorre uma transição para um mecanismo predominantemente convectivo de transferência de calor.

Os cálculos de temperaturas nas entranhas do planeta fornecem os seguintes valores: na litosfera a uma profundidade de cerca de 100 km, a temperatura é de cerca de 1300 0 C, a uma profundidade de 410 km - 1500 0 C, a uma profundidade de 670 km - 1800 0C, na fronteira do núcleo e manto - 2500 0 C, a uma profundidade de 5150 km - 3300 0 С, no centro da Terra - 3400 0 С. Neste caso, apenas o principal (e mais provável para zonas profundas) foi tida em conta a fonte de calor, a energia de diferenciação gravitacional profunda.

O calor endógeno determina o curso dos processos geodinâmicos globais. incluindo o movimento das placas litosféricas

Na superfície do planeta, o papel mais importante é desempenhado por fonte exógena aquecer - radiação solar. Abaixo da superfície, o efeito do calor solar é drasticamente reduzido. Já em uma profundidade rasa (até 20-30 m) existe uma zona de temperaturas constantes - uma região de profundidades onde a temperatura permanece constante e é igual à temperatura média anual da região. Abaixo do cinturão de temperaturas constantes, o calor está associado a fontes endógenas.

magnetismo da terra

A Terra é um imã gigante com um campo de força magnética e polos magnéticos que se aproximam dos geográficos, mas não coincidem com eles. Portanto, nas leituras da agulha magnética da bússola, distinguem-se a declinação magnética e a inclinação magnética.

Declinação magnéticaé o ângulo entre a direção da agulha magnética da bússola e meridiano geográfico neste ponto. Este ângulo será o maior nos pólos (até 90 0) e o menor no equador (7-8 0).

Inclinação magnética- o ângulo formado pela inclinação da agulha magnética em relação ao horizonte. Ao aproximar-se do pólo magnético, a agulha da bússola assumirá uma posição vertical.

Supõe-se que a ocorrência de um campo magnético é devido a sistemas correntes elétricas, decorrente da rotação da Terra, devido a movimentos convectivos no núcleo externo líquido. O campo magnético total consiste nos valores do campo principal da Terra e do campo devido aos minerais ferromagnéticos nas rochas da crosta terrestre. Propriedades magneticas característicos de minerais - ferromagnetos, como magnetita (FeFe 2 O 4), hematita (Fe 2 O 3), ilmenita (FeTiO 2), pirrotita (Fe 1-2 S), etc., que são minerais e são anomalias. Esses minerais são caracterizados pelo fenômeno da magnetização remanescente, que herda a orientação do campo magnético da Terra que existia no momento da formação desses minerais. A reconstrução da localização dos pólos magnéticos da Terra em diferentes épocas geológicas indica que o campo magnético experimentado periodicamente inversão- uma mudança em que os pólos magnéticos são invertidos. O processo de mudança do sinal magnético campo geomagnético dura de várias centenas a vários milhares de anos e começa com uma intensa diminuição na intensidade do campo magnético principal da Terra para quase zero, então a polaridade reversa é estabelecida e depois de um tempo segue uma rápida restauração da intensidade, mas da sinal oposto. Polo Norte tomou o lugar do sul e vice-versa, com uma frequência aproximada de 5 vezes em 1 milhão de anos. A orientação atual do campo magnético foi estabelecida há cerca de 800 mil anos.

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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO E CIÊNCIA DA FEDERAÇÃO RUSSA ESTADO FEDERAL AUTÔNOMO

INSTITUIÇÃO EDUCACIONAL DE ENSINO SUPERIOR PROFISSIONAL

UNIVERSIDADE FEDERAL DE KAZAN (VOLGA)

Instituto de Ecologia e Geografia

Departamento de Geografia e Cartografia

abstrato

Métodos de Exploração Remota da Terra

Concluído por um aluno do 3º ano

grupo nº 02-106

Yalalov D.

Conselheiro científico:

Denmukhametov R.R.

Cazã - 2013

Introdução

1. Métodos remotos

2. Surgimento de métodos espaciais

3. Fotografia aérea

3.1. O surgimento da fotografia aérea

3.2. O uso da fotografia aérea na economia nacional

4. Sensoriamento remoto na busca de minerais

5. Métodos para automatizar a interpretação de materiais espaciais

Conclusão

Lista de fontes usadas

Introdução

O rápido desenvolvimento da astronáutica, o progresso no estudo do espaço próximo da Terra e do espaço interplanetário, revelou uma eficiência muito alta no uso do espaço próximo da Terra e das tecnologias espaciais no interesse de muitas ciências da Terra: geografia, hidrologia, geoquímica, geologia, oceanologia, geodésia, hidrologia, geociências.

O uso de satélites artificiais da Terra para comunicações e televisão, previsão meteorológica operacional e de longo prazo e condições hidrometeorológicas, para navegação em rotas marítimas e aéreas, para geodésia de alta precisão, o estudo dos recursos naturais da Terra e controle ambiental está se tornando cada vez mais comum. No curto e longo prazo, o uso versátil do espaço e da tecnologia espacial em vários campos economia vai aumentar significativamente

1. Controlo remotométodos

Métodos remotos - nome comum métodos para estudar objetos terrestres e corpos espaciais sem contato a uma distância considerável (por exemplo, do ar ou do espaço) com vários instrumentos em diferentes regiões do espectro (Fig. 1). Métodos remotos permitem avaliar as características regionais dos objetos estudados, que são detectados a grandes distâncias. O termo tornou-se difundido após o lançamento em 1957 do primeiro satélite artificial da Terra do mundo e o disparo do lado oculto da lua pelos soviéticos. estação automática"Zon-3" (1959).

Arroz. 1. Principais parâmetros geométricos do sistema de varredura: - ângulo de visão; X e Y - elementos de varredura linear; dx e dy - elementos para alterar o ângulo de visão instantâneo; W - direção do movimento

Distinguir ativo métodos remotos baseados no uso de radiação refletida por objetos após irradiação por fontes artificiais, e passiva, que estudam a própria radiação dos corpos e a radiação solar refletida por eles. Dependendo da localização dos receptores, os métodos remotos são divididos em terrestre (incluindo superfície), aéreo (atmosférico ou aerodinâmico) e espacial. De acordo com o tipo de portador de equipamento, os métodos remotos distinguem entre métodos remotos de aeronaves, helicópteros, balões, foguetes, satélites (em pesquisa geológica e geofísica - fotografia aérea, fotografia geofísica aérea e fotografia espacial). A seleção, comparação e análise de características espectrais em diferentes faixas de radiação eletromagnética permitem reconhecer objetos e obter informações sobre seu tamanho, densidade, composição química, propriedades físicas e condição. Para pesquisas minérios radioativos e fontes, a banda g é usada para estabelecer a composição química de rochas e solos - parte ultravioleta do espectro; a faixa de luz é a mais informativa ao estudar solos e cobertura vegetal, infravermelho (IR) - fornece estimativas de temperaturas da superfície do corpo, ondas de rádio - informações sobre a topografia da superfície, composição mineral, umidade e propriedades profundas de formações naturais e camadas atmosféricas.

De acordo com o tipo de receptor de radiação, os métodos remotos são divididos em visual, fotográfico, fotoelétrico, radiométrico e radar. NO método visual(descrição, avaliação e croquis) o elemento registrador é o olho do observador. Os receptores fotográficos (0,3-0,9 mícrons) têm um efeito de acumulação, mas têm sensibilidades diferentes em diferentes regiões do espectro (seletivo). Os receptores fotoelétricos (a energia da radiação é convertida diretamente em sinal elétrico usando fotomultiplicadores, fotocélulas e outros dispositivos fotoeletrônicos) também são seletivos, mas mais sensíveis e menos inerciais. Para medições de energia absoluta em todas as áreas do espectro, e especialmente no IR, são usados ​​receptores que convertem energia térmica em outras formas (na maioria das vezes em elétricas), para apresentar dados em formato analógico ou digital em suportes magnéticos e outros de informação para sua análise usando um computador. As informações de vídeo recebidas pela televisão, scanner (Fig.), câmeras panorâmicas, imagens térmicas, radar (visão lateral e panorâmica) e outros sistemas permitem estudar a posição espacial dos objetos, sua prevalência e vinculá-los diretamente ao mapa.

2. O surgimento de métodos espaciais

Três estágios podem ser distinguidos na história da fotografia espacial. A primeira etapa deve incluir a fotografia da Terra de grandes altitudes e, em seguida, de mísseis balísticos, que remontam a 1945-1960. As primeiras fotografias da superfície da Terra foram tiradas no final do século XIX. - início do século XX, ou seja, antes mesmo do uso da aviação para esses fins. As primeiras experiências de levantamento de câmeras em foguetes começaram a ser realizadas em 1901-1904. engenheiro alemão Alfred Maul em Dresden. As primeiras fotografias foram tiradas de uma altura de 270-800 m, tinham um tamanho de quadro de 40x40 mm. Neste caso, a fotografia foi realizada durante a descida do foguete com uma câmera em um pára-quedas. Em 20-30 anos. século 20 em vários países, foram feitas tentativas de usar foguetes para pesquisar a superfície da Terra, mas devido às baixas altitudes (10-12 km), elas não foram eficazes.

Atirar na Terra com mísseis balísticos jogado papel importante na pré-história do estudo dos recursos naturais de várias naves espaciais. Com a ajuda de mísseis balísticos, as primeiras imagens em pequena escala da Terra foram obtidas de uma altura de mais de 90-100 km. O primeiro fotos do espaço As terras foram feitas em 1946 usando um míssil balístico Viking-2 de uma altura de cerca de 120 km no local de testes White Sand (Novo México, EUA). Durante 1946-1958. nesta faixa, mísseis balísticos foram lançados na direção vertical e após atingir a altura máxima (cerca de 400 km) caíram na Terra. Na trajetória de queda, imagens fotográficas da superfície da Terra foram obtidas em uma escala de 1:50.000 - 1:100.000. equipamentos fotográficos também começaram a ser instalados em foguetes meteorológicos soviéticos. As fotos foram tiradas durante a descida de pára-quedas da cabeça do foguete. Em 1957-1959. para as filmagens em modo automático, foram utilizados foguetes geofísicos. Em 1959-1960. Câmeras fotográficas completas foram instaladas em estações ópticas de alta altitude estabilizadas em voo, com a ajuda das quais fotografias da Terra foram tiradas de uma altura de 100 a 120 km. As fotografias foram tiradas em diferentes direções, em diferentes épocas do ano, em diferentes horas do dia. Isso possibilitou rastrear as mudanças sazonais na imagem de satélite das características naturais da Terra. As fotos tiradas de mísseis balísticos eram muito imperfeitas: havia grandes discrepâncias na escala da imagem, uma área pequena e a irregularidade dos lançamentos de foguetes. Mas esses trabalhos foram necessários para desenvolver a técnica e a metodologia de levantamento da superfície da Terra a partir de satélites artificiais da Terra e naves espaciais tripuladas.

A segunda etapa de fotografar a Terra do espaço abrange o período de 1961 a 1972 e é chamada de experimental. Em 12 de abril de 1961, Yu. A. Gagarin, o primeiro cosmonauta da URSS (Rússia), fez a primeira observação visual da Terra através das janelas da espaçonave Vostok. Em 6 de agosto de 1961, o cosmonauta G. S. Titov na espaçonave Vostok-2 realizou observações e levantamentos da superfície da Terra. A filmagem foi realizada através das janelas em sessões separadas ao longo do voo. A pesquisa realizada durante este período na nave espacial tripulada da série Soyuz tem um valor científico único. Fotografias do horizonte diurno e crepuscular da Terra, a superfície da Terra, bem como observações de tufões, ciclones, incêndios florestais. A bordo das naves Soyuz-4 e Soyuz-5 foram realizadas observações visuais da superfície da Terra, fotografia e filmagem, incluindo as áreas do Mar Cáspio. Grandes experiências importância econômica foram realizados de acordo com programa conjunto navio de pesquisa "Akademik Shirshov", satélite "Meteor" e nave espacial tripulada "Soyuz-9". O programa de pesquisa neste caso previa a observação da Terra usando dispositivos ópticos, fotografia de objetos geológicos e geográficos para elaboração de mapas geológicos e possíveis áreas de ocorrência de minerais, observação e fotografia de formações atmosféricas para elaboração de previsões meteorológicas. Durante o mesmo período, imagens de radar e térmicas da Terra e fotografia experimental foram realizadas em diferentes zonas do espectro solar visível, mais tarde chamadas de fotografia multizona.

3. fotografia aérea

A fotografia aérea é a fotografia da superfície da Terra a partir de um avião ou helicóptero. É feito verticalmente para baixo ou obliquamente ao plano do horizonte. No primeiro caso, são obtidas tomadas planejadas, no segundo - as em perspectiva. Para ter uma imagem de uma grande área, uma série de fotografias aéreas são tiradas e depois montadas juntas. As fotos são tiradas com sobreposição para que a mesma área caia em quadros adjacentes. Dois quadros formam um par estéreo. Quando os vemos através de um estereoscópio, a imagem parece tridimensional. A fotografia aérea é realizada usando filtros de luz. Isso permite que você veja as características da natureza que você não notará a olho nu. Se atirar em raios infravermelhos, então você pode ver não apenas a superfície da Terra, mas também algumas características da estrutura geológica, as condições para a ocorrência de águas subterrâneas.

A fotografia aérea é amplamente utilizada para estudar paisagens. Com sua ajuda, mapas topográficos precisos são compilados sem realizar numerosos levantamentos difíceis do terreno na superfície da Terra. Ajuda os arqueólogos a encontrar vestígios de civilizações antigas. A descoberta na Itália da cidade etrusca enterrada de Spina foi realizada com a ajuda de fotografia aérea. Esta cidade foi mencionada por geógrafos de anos anteriores, mas não foi possível encontrá-la até que os trabalhos de drenagem começaram a ser realizados no delta pantanoso do rio Pó. Aprimoradores usaram fotografias aéreas. Alguns deles atraíram a atenção de cientistas-especialistas. Estas fotografias mostram a superfície plana da planície. Assim, nas fotos desta área, os contornos de alguns formas geométricas. Quando as escavações começaram, ficou claro que a outrora rica cidade portuária de Spina floresceu aqui. Fotografias aéreas permitiram ver a localização de suas casas, canais e ruas por meio de mudanças discretas na vegetação e no pântano do solo.

As fotografias aéreas são de grande ajuda para os geólogos, ajudando a traçar o curso das rochas, examinar estruturas geológicas e detectar afloramentos de rocha na superfície.

No nosso tempo, nas mesmas áreas, a fotografia aérea é realizada muitas vezes ao longo de muitos anos. Se você comparar as imagens obtidas, poderá determinar a natureza e a extensão das mudanças no ambiente natural. A fotografia aérea ajuda a registrar o grau de impacto humano na natureza. Imagens repetidas mostram áreas de manejo insustentável da natureza e, com base nessas imagens, são planejadas atividades de conservação.

3.1 emergênciafotografia aérea

O surgimento da fotografia aérea remonta ao final do século XIX. As primeiras fotografias da superfície da Terra foram tiradas de balões. Embora diferissem em muitas deficiências, na complexidade de obtenção e posterior processamento, a imagem sobre eles era bastante clara, o que possibilitou distinguir muitos detalhes, bem como obter uma visão geral da região em estudo. O desenvolvimento e aprimoramento da fotografia, câmeras e aeronáutica levaram ao fato de que dispositivos de filmagem começaram a ser instalados em veículos voadores chamados aviões. Durante a Primeira Guerra Mundial, a fotografia de aviões foi realizada com o objetivo de reconhecimento aéreo. A localização das tropas inimigas, suas fortificações e a quantidade de equipamentos foram fotografados. Esses dados foram usados ​​para desenvolver planos operacionais para operações de combate.

Após o fim da Primeira Guerra Mundial, já na Rússia pós-revolucionária, a fotografia aérea passou a ser utilizada para as necessidades da economia nacional.

3.2 Usofotografia aéreadentropovoau pair

Em 1924, um local de levantamento aéreo foi estabelecido perto da cidade de Mozhaisk, onde câmeras aéreas recém-criadas, materiais de fotografia aérea (filme fotográfico, papel especial, equipamentos para revelação e impressão de imagens) foram testados. Este equipamento foi instalado nas aeronaves então existentes, como Yak, Il, a nova aeronave An. Esses estudos deram resultados positivos, o que permitiu passar para o uso generalizado da fotografia aérea em economia nacional. A fotografia aérea foi realizada por meio de uma câmera especial, que foi instalada na parte inferior da aeronave com dispositivos que eliminam a vibração. O cassete da câmera tinha um comprimento de filme de 35 a 60 m e uma largura de 18 ou 30 cm, uma única imagem tinha dimensões de 18x18 cm, menos frequentemente - 30x30 cm. século 20 a imagem nas fotos era em preto e branco, depois começaram a receber cores e depois imagens espectrais.

As imagens espectrais são feitas usando um filtro de luz em uma determinada parte do espectro solar visível. Por exemplo, é possível fotografar nas partes vermelha, azul, verde e amarela do espectro. Isso usa uma emulsão de duas camadas cobrindo o filme. Esta forma de fotografar transmite a paisagem nas cores necessárias. Assim, por exemplo, uma floresta mista durante a fotografia espectral fornece uma imagem que pode ser facilmente dividida em espécies que possuem cores diferentes na imagem. Após a revelação e secagem do filme, são preparadas impressões de contato em papel fotográfico de 18x18 cm ou 30x30 cm, respectivamente, cada foto tem um número, um nível redondo, que pode ser usado para julgar o grau de horizontalidade da foto bem como um relógio que marca a hora no momento de tirar esta foto.

A fotografia de qualquer área é realizada em voo, em que a aeronave voa de oeste para leste, depois de leste para oeste. A câmera aérea opera em modo automático e tira fotos que estão localizadas ao longo da rota da aeronave uma após a outra, sobrepondo-se umas às outras em 60%. A sobreposição de imagens entre as tiras é de 30%. Nos anos 70. século 20 Com base na aeronave An, uma aeronave especial An-30 foi projetada para esse fim. Está equipado com cinco câmeras, que são controladas por uma máquina de calcular e, atualmente, por um computador. Além disso, a aeronave está equipada com um dispositivo anti-vibração que evita a deriva lateral devido ao vento. Pode suportar uma determinada altitude de voo. As primeiras experiências de uso da fotografia aérea na economia nacional datam do final da década de 1920. século 20 As imagens foram usadas em locais de difícil acesso na bacia do rio Mologa. Com a ajuda deles, foi realizado o estudo, levantamento e determinação da qualidade e produtividade (tributação) das florestas deste território. Além disso, um pouco mais tarde, o fairway do Volga foi estudado. Este rio frequentemente mudava de fairway em alguns trechos, surgiam baixios, escarpas e taludes, o que interferia muito na navegação antes da criação dos reservatórios.

Materiais fotográficos aéreos permitiram revelar regularidades na formação e deposição de sedimentos fluviais. Durante a Segunda Guerra Mundial, a fotografia aérea também foi amplamente utilizada na economia nacional para exploração de minerais, bem como no front para identificar o movimento de mão de obra e equipamentos inimigos, para pesquisar fortificações e possíveis teatros de operações militares. No período pós-guerra, a fotografia aérea também foi usada de várias maneiras.

4. Controlo remotopesquisarnoprocurandoútilnyhfóssil

Assim, para garantir a exploração de jazidas de hidrocarbonetos, projeto, construção e operação de instalações de produção, processamento e transporte de petróleo e gás, utilizando informações aeroespaciais, estudam o relevo, vegetação, solos e solos, sua condição em diferentes épocas do ano, incluindo extremo condições naturais, por exemplo, durante inundações, secas ou geadas severas, análise da disponibilidade e condição de infraestrutura residencial e de transporte, mudanças nos componentes da paisagem como resultado de desenvolvimento Econômico territórios, inclusive como resultado de acidentes em campos e oleodutos de petróleo e gás, etc.

Se necessário, são utilizados a digitalização, o processamento fotogramétrico e fotométrico de imagens, sua correção geométrica, dimensionamento, quantização, contraste e filtragem, síntese de imagens coloridas, inclusive com o uso de vários filtros, etc.

A seleção dos materiais aeroespaciais e a interpretação das imagens são feitas levando em consideração a hora do dia e a estação do levantamento, a influência de fatores meteorológicos e outros sobre os parâmetros da imagem, o efeito de mascaramento das nuvens e a poluição por aerossóis.

Para ampliar as possibilidades de análise de informações aeroespaciais, são utilizados não apenas recursos de decifração direta, a priori conhecidos ou identificados no processo de estudo direcionado de imagens aeroespaciais, mas também recursos indiretos que são amplamente utilizados na decifração visual. Baseiam-se principalmente nas propriedades de indicação do relevo, vegetação, águas superficiais, solos e solos.

Diferentes resultados são observados ao fotografar os mesmos objetos em diferentes zonas do espectro. Por exemplo, pesquisas nas faixas infravermelha e radiotérmica fixam melhor a temperatura e a umidade da superfície da terra, a presença de um filme de óleo na superfície da água, mas a precisão dos resultados de tais pesquisas pode ser riscada. forte influência heterogeneidade física da superfície terrestre ou ondas na superfície da água.

5. Técnicasautomaçãodecifrandoespaçomateriais

A especificidade do uso de materiais de imagens de satélite está associada a uma abordagem direcionada à interpretação de dados remotos, que contêm informações sobre muitos parâmetros territorialmente relacionados (geográficos, agrícolas, geológicos, tecnogênicos, etc.) do ambiente natural. A interpretação visual por computador é baseada em medições de distribuições de fluxos de radiação refletidos por elementos e objetos do terreno em quatro dimensões (duas coordenadas espaciais, brilho e tempo) e em cinco dimensões (adicionalmente, uma imagem colorida no disparo multizona). O processamento de imagens temáticas inclui lógica e operaçoes aritimeticas, classificação, filtragem e/ou análise de lineamentos e uma série de outras técnicas metodológicas. Isso também deve incluir a interpretação visual da imagem na tela do computador, que é realizada usando o efeito estéreo, bem como todo o arsenal de ferramentas de processamento computacional e conversão de imagens. Amplas oportunidades para o pesquisador são abertas por classificações automáticas de imagens multizona (com treinamento preliminar em padrões ou com parâmetros especificados). As classificações são baseadas no que diferentes objetos naturais têm em diferentes intervalos espectro eletromagnético brilhos diferentes. Uma análise do brilho dos objetos em diferentes zonas (ROX - Spectral Optical Characters) permite identificar e delinear tipos representativos de paisagens, complexos estruturais-materiais (industriais e sociais) e corpos geológicos e tecnogênicos específicos. Tecnologia de atualização imagens de satélite mapas topográficos digitais baseados em interpretação visual devem fornecer o seguinte conjunto de funções:

1) exportação/importação de informações cartográficas digitais e imagens digitais do terreno;

2) interpretação de fotografias espaciais em conformidade com as condições ideais para o seu processamento:

Preparação de materiais de origem para identificação de elementos do terreno em positivos ampliados (em filme);

Avaliação da resolução da imagem antes e após o processamento primário;

Determinação de características de decifração direta e indireta, bem como utilização de imagens fotográficas de elementos típicos do terreno e materiais de referência;

4) digitalização de imagens espaciais e resultados de interpretação;

5) transformação (ortotransformação) das imagens do espaço digital;

6) elaboração de estatísticas e outras características das características de informação dos elementos do terreno;

7) editar os elementos do conteúdo de um mapa digital com base nos resultados da interpretação das imagens;

8) geração de mapa topográfico digital atualizado;

9) projetar um mapa topográfico digital ou temático para o usuário junto com uma imagem - criar um mapa fototopográfico digital composto.

Com decodificação automática e interativa, também é possível simular campos de sinal na entrada do equipamento receptor de sistemas de monitoramento aeroespacial meio Ambiente; filtragem de imagens e operações de reconhecimento de padrões.

Mas a observação conjunta na tela de uma camada, que pode ser obtida por vários métodos, de um mapa digital vetorial e uma imagem raster cria novas oportunidades, antes não utilizadas, de interpretação automatizada e atualização de mapas.

As coordenadas de contorno de um elemento de terreno areal ou linear em um mapa digital podem servir como um "pesmaker" - um ponteiro para tirar dados dos pixels de uma imagem raster do terreno com posterior cálculo das características médias da área circundante, dada dimensões e contornando a área ou desenhando a curva correspondente em uma nova camada. Se os parâmetros do raster não corresponderem no próximo pixel da imagem, é possível alternar para o próximo correspondente ao mesmo elemento no mapa e com posterior eliminação interativa de lacunas. Um algoritmo para obtenção contínua de características estatísticas de vizinhanças médias de pixels (pontos de segmentos entre extremos ou em splines) é possível, levando em consideração a mudança permitida nas características do rasterton, e não toda a matriz de áreas de teste igualmente espaçadas ao longo a curva.

A utilização de dados cartográficos do terreno permite potenciar significativamente a automatização dos algoritmos de descodificação, sobretudo para matrizes de informação hidrológica e geológica por feições diretas, utilizando o mesmo método de correspondência, baseado em relações geológicas e gravitacionais.

Conclusão

O uso de tecnologias aeroespaciais em sensoriamento remoto é uma das formas mais promissoras para o desenvolvimento desta área. É claro que, como qualquer método de pesquisa, a sondagem aeroespacial tem suas vantagens e desvantagens.

Uma das principais desvantagens desse método é seu custo relativamente alto e, até o momento, insuficiente clareza dos dados obtidos.

As desvantagens acima são removíveis e insignificantes no contexto das oportunidades que se abrem graças a tecnologias aeroespaciais. Esta é uma oportunidade de observar vastos territórios por muito tempo, obtendo um quadro dinâmico, considerando a influência de vários fatores sobre o território e sua relação entre si. Isso abre a possibilidade de um estudo sistemático da Terra e suas regiões individuais.

fotografia aérea espaço remoto terrestre

Listausadofontes

1. S.V. Garbuk, V. E. Gershenzon "Sistemas espaciais para sensoriamento remoto da Terra", "Scan-Ex", Moscou 1997, 296 páginas.

2. Vinogradov B. V. Métodos espaciais para estudar o ambiente natural. M., 1976.

3. Métodos para automatizar a decodificação de materiais espaciais - http://hronoinfotropos.narod.ru/articles/dzeprognos.htm

4. Métodos remotos para estudar a superfície da Terra - http://ib.komisc.ru

5. Métodos aeroespaciais. Fotografia - http://referatplus.ru/geografi

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