Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

Раздел 1. Основы общей геологии.

Тема 1.1

 Земля в мировом пространстве, ее физические свойства, строение.

     Земля – типичная планета Солнечной системы. Характеризуется наличием хорошо развитых атмосферы, гидросферы и внутренних оболочек. Она имеет спутник - Луну, притяжения которой вызывает приливы и отливы на поверхности Земли. Силы влияния Луны на Землю обусловлены незначительным расстоянием между ними (384 395 км) и соизмеримостью размеров (Луна в четыре раза меньше Земли). Плотность – 3,3 г/см³. Масса Луны в 81 раз меньше массы Земли. В рельефе Луны выделяются обширные равнины (лунные моря) и высокогорные области (материки).

     Земля – самая развитая планета Солнечной системы. Она характеризуется оболочечным строением с центральной симметрией. Все геосферы ( оболочки Земли ) различаются по своему составу, физическим свойствам и состоянию вещества. Геосферы можно разделить на внешние и внутренние. Первые доступны для непосредственного изучения человеком, вторые – нет. Они исследуются, главным образом, косвенными методами.

Гипотезы происхождения Земли.

По гипотезе Канта-Лапласа, первоначально раскаленная Земля постепенно охлаждалась, сжималась, что привело к формированию и деформации земной коры. Гипотеза для своего времени была достаточно прогрессивной, однако в связи с развитием астрономических исследований позже оказалась неудовлетворительной.

      По гипотезе О.Ю. Шмидта (1943г.), планетная система образовалась из роя холодной пылевой и метеорной материи при прохождении через него Солнца. Первоначально холодные Земля и другие планеты постепенно разогревались под воздействием энергии радиоактивного распада, гравитационных и других процессов, а затем остывали. Гипотеза Шмидта объяснила многие особенности строения Солнечной системы, но в ней недостаточно убедительны были рассмотрены спорные вопросы образования и эволюции Солнца и звезд.

     Советский астроном В.Г. Фесенков в 50-е годы 20 века, предложил решение проблемы с точки зрения образования Солнца и планет из общей среды, возникшей в результате уплотнения газово-пылеватой материи. При этом предполагалось, что Солнце сформировалось из центральной части сгущения, а планеты – из внешних частей.

     По современным представлениям, тела Солнечной системы формировались из первично холодной космической твердой и газообразной материи путем уплотнения и сгущения до образования Солнца и протопланет. Астероиды и метеориты считаются исходным материалом планет земной группы, а кометы и метеориты – планет – гигантов. Современное оболочечное строение Земли связывается с процессами гравитационной дифференциации первоначально гомогенного (однородного) вещества. Основные параметры Земли приведены в таблице 1.

 

 

Таблица 1

Параметры	Значения параметров
Расстояние от Земли до солнца:
В афелии ( наибольшее расстояние) в 1984г. 3 июля 6 ч. 31,8 мин всемирного времени	152,1 млн. км
В перигелии (наименьшее расстояние) в 1984 г. 3 января 22 ч 11,5 мин всемирного времени	147,1 млн. км
Среднее расстояние от Земли:
До Солнца	149,6 млн. км
До Луны	384 400 км
Период обращения Земли:
Параметры	Значения параметров
Вокруг оси относительно точки весеннего равноденствия (звездные сутки) по среднему солнечному времени	23 ч 55 мин 4,091 с
Вокруг оси относительно Солнца (средние солнечные сутки по среднему звездному времени	24ч 3мин. 56,555с звездного времени
Вокруг Солнца относительно точки весеннего равноденствия (в основу календаря положен тропический год)	365,242 средних солнечных суток
Средняя скорость движения точки:
Экватора в следствии суточного вращения Земли	465 м/с
На широте φ вследствие суточного вращения Земли	465 cos φ м/с
Длина земной орбиты	939,1 млн. км
Средняя скорость движения Земли по орбите	29765 км/с
Средний наклон эклиптики (плоскость орбиты) к экватору для 1984 г.	23₀ 26 '29"
Экваториальны радиус Земли	6378 км
Полярный радиус Земли	6356 км
Масса Земли	5975·1021кг
Средняя плотность Земли	5518 кг/м3
Ускорение силы тяжести ( на уровне моря):
На экваторе	9,78049 м/с2
На полюсе	9,83235 м/с2
стандартное	9,80665 м/с2
Объем Земли	1,083·1012км3
Площадь поверхности:
Земли	510,2·108км2
Суши	149,1·105км2
Параметры	значения параметров
Воды (Мировой океан)	361,1·108км2
Возраст Земли	4,6млрд. лет
Положение магнитных полюсов Земли на 1985г.:
Северный магнитный полюс	77₀36'с.ш. 102₀48' з.д.
Южный магнитный полюс	65₀06'с.ш 139₀00' з.д.
Положение геомагнитных полюсов Земли на 1985 г.:
Северный геомагнитный полюс	78°48' с.ш 70₀54'з.д
Южный геомагнитный полюс	78₀48' с.ш 109₀06' з.д.

     Вращение Земли. Характер движения Земли в Солнечной системе влияет на количество солнечного тепла, получаемого различными участками планеты, а следовательно, отражается на течение геологических процессов. Эллиптическая орбита Земли близка к круговой. В наиболее удаленной точке орбиты – афелии –Земля на 5 млн. км. дальше от Солнца, чем в перегилии (ближайшей точке). Это небольшое сжатие орбиты определяет сезонные колебания температуры с периодом в 200 тыс. лет. Вращение Земли вокруг собственной оси происходит со средней угловой скоростью 7,292115 * 10^-5 рад/с, что примерно соответствует периоду в 23 часа 56 минут 4,1 секунд. Линейная скорость поверхности Земли на экваторе – около 465 м/с. Скорость вращения Земли меняется в течении года и периодически в многолетнем цикле.

Форма и размеры Земли.

Под фигурой, или формой Земли, понимают форму ее твердого тела, образованную поверхностью материков и дном морей и океанов. Форма

планеты определяется ее вращением, соотношением сил притяжения и центробежной, плотностью вещества и его распределением в теле Земли.

Геодезические измерения показали, что упрощенная форма Земли приближается к эллипсоиду вращения (сфероиду). Полярный радиус       R_п – 6356,8 км, экваториальный R_э – 6378,2км. детальные измерения показали, что Земля имеет более сложную форму. Эта фигура, свойственная только Земле, получила название геоида (И. Люстих).

  Геоид и сфероид не совпадают, и расхождение между положением их поверхностей плюс минус 160 метров (рис 1); на территории России плюс минус 100 метров. 

 

Рис 1. Поверхности рельефа (физическая поверхность), сфероида и геоида.

Определение отклонений геоида и сфероида производятся гравиметрически и с помощью методов космических измерений.

Строение Земли.

 Внешние геосферы.

      Внешние оболочки Земли - атмо-, гидро- и биосферы – хотя и не учитываются при определении ее размеров и формы (за исключением гидросферы), но являются характерной составной частью нашей планеты, отличающей ее от других аналогичных тел Солнечной системы. Они играю огромную роль в становлении и развитии земной коры. Эти оболочки проникают одна в другую и находятся в постоянном взаимодействии между собой, литосферой и мантией Земли.

       Атмосфера Земли  (от греч. «атмос» - пар и «сфера» - шар) – воздушная среда вокруг Земли, вращающаяся вместе с ней. Масса атмосферы составляет около 5,15*10¹⁵ т. Состав ее у поверхности Земли следующий: 78,1% азота, 21% кислорода, 0,9% аргона, в незначительных долях процента присутствуют углекислые газ, водород, гелий, неон и другие газы. В пределах ниже 20 км атмосферы содержится водяной пар (у земной поверхности содержание его колеблется от 3% в тропиках до 2*10^-5% в Антарктиде), количество которой с высотой быстро убывает. В зависимости от распределения температуры (рис 2) атмосферу Земли подразделяют на тропо-, страто- и ионосферу. Нижний слой атмосферы – тропосфера – простирается до 8-12 км над средними широтами и до 17 км над экватором. Воздух нагрет неравномерно. С высотой температура в тропосфере падает на 6⁰C через каждый км и у верхней границы достигает -85⁰C. Переходный слой между тропосферой называется тропопаузой.

Рис.2 Схема вертикального строения атмосферы и концентрация газов по высоте:

1 — океан; 2 — облака конвекции и перистые; 3 — облака перламутровые; 4 — облака серебристые (сумеречные); 5 — полярные сияния в нижней ионосфере; 6 — полярные сияния в верхней ионосфере; 7 — слой наибольшей концентрации озона (0₃); 8 — концентрация озона (0₃); 9—концентрация кислорода (0₂); 10 —концентрация водорода (Н); 11 -      концентрация азота (N₂); 12 — концентрация атомарного кислорода (О); 13 – температура.

 

       Слой от 14 до 50-55 км называют стратосферой. Воздух в стратосфере сильно разрежен и нагрет непосредственно солнечными лучами (температура от -10 до +10⁰C) В пределах стратосферы располагается озоновый слой мощностью 25-30 км, который поглощает большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца, губительной для живых организмов. Между стратосферой и лежащей выше ионосферой находится переходный слой – стратопауза.

        Ионосфера включает с себя три оболочки: мезо-, термо- и экзосферу. В мезосфере температура постепенно снижется ( 5 - 9⁰C/км) и на высоте 85 – 95 км достигает 100 – 300⁰C. В этой части атмосферы образуются серебристые облака. Перенос тепла как в мезо-, так и в тропосфере происходит путем конвекции. Над мезосферой лежит область возрастания температуры – термосфера. В ней температура быстро увеличивается, достигая на высотах 200 – 400 км значений 1000 – 2000⁰C. Экзосфера характеризуется высотой температурой (около 2000⁰C) и крайне разреженным воздухом. Вся зона ионосферы состоит из ионизированного под действием ультрафиолетового излучения воздуха, обладающего способностью проводить ток. Верхняя граница атмосферы находится на высоте 1300 км. Выше ее состав приближается к составу межпланетного состава.

     Гидросфера – совокупность всех водных объектов земного шара:

океанов, морей, рек, озер, водохранилищ, болот, подземных вод, ледников и снежного покрова. В ее составе выделяют три типа природных вод с различными свойствами: океаносферу, воды суши и ледники. Промежуточное положение занимают подземные воды, сосредоточенные в земной коре, но тесно связанные с водами гидросферы. Общая

масса гидросферы составляет 1644*10¹⁵ т, что не превышает 0,025% общей массы Земли. Количество океанических вод оценивается в 1370 млн км³ (86,5%), воды суши составляют 0,5 млн. км³, объем материковых льдов около 22 млн км³, а подземных вод – 196 млн. км³.

      Все воды могут быть рассмотрены как природные растворы из-за своей минерализованности. В отличие от атмосферы в гидросфере четко проявлена горизонтальная неоднородность (зональность): воды суши, в основном, пресные, а воды океанов и морей – соленые. Воды океанов содержат в среднем 35 г солей в 1 л (3,5%). Соленость Мирового океана колеблется довольно узких пределах – от 3,3 до 3,6%. В составе морской воды ведущая роль (95,8) принадлежит катионам и анионам.

       Все воды гидросферы тесно связаны друг с другом благодаря непрерывному круговороту, в процессе которого осуществляется тесная связь природных вод с атмосферой, земной корой и живым веществом планеты. Эта связь проявляется во взаимодействиях и химических реакциях, в которых участвует вода совместно с растворенными в ней веществами. Поэтому гидросфера, как атмосфера, - действующая сила и среда протекания экзогенных геологических процессов.

      Биосфера – ( от греч. «биос» - жизнь и «сфера» - шар ) – сфера обитания и жизнедеятельности живых организмов, охватывающая нижнюю часть атмосферы – тропо-, гидро- (океаны, моря, реки, озера) и литосферы (верхнюю часть поверхности земной коры ). Термин «биосфера» введен в 1875 г. Э. Зюссом.

      Верхний предел жизни биосферы ограничен озоновым экраном на

высоте 20 – 25 км, выше которого ультрафиолетовая часть солнечного спектра исключает существование жизни. Нижняя граница биосферы опускается до 3 км ниже поверхности суши и на 1 – 2 км ниже дна океана (рис.3)

. Рис.3. Строение биосферы:

/—пределы жизни в биосфере; //—схематический разрез почвы; А₀ — лесная подстилка;      А| — гумусовый горизонт; А₂ — светлый, белесый горизонт, напоминающий золу, из которого вымываются гумус и минеральные вещества; В — плотный, слабоводопроницаемый горизонт красно-бурого цвета со скоплениями железа и алюминия, вымываемыми из верхних слоев;        С — подстилающая порода

 

Человечество и его производство также являются частью биосферы. Влияние человека (антропогенный фактор), особенно в последнее время, самое масштабное по сравнению со всеми известными факторами. В биосфере живые организмы (живое вещество) и среда их обитания органически связаны и взаимодействуют, образуя целостную динамическую систему.

      Биосфера включает в себя живое вещество (живые организмы и продукты их жизнедеятельности), биогенное вещество (результат геологической переработки живого вещества – газ атмосферы, каменный уголь, нефть, известняки), костное вещество (неорганические вещества, участвующие в круговороте веществ), биокостное вещество (результат жизнедеятельности организмов и небиологических процессов – почвы).

      Внутренние геосферы

      Непосредственному исследованию доступны лишь самые верхние горизонты земной коры, выходящие на поверхность или вскрытые горными выработками и скважинами, максимальная глубина которых не более 12 км. Строение более глубоких недр изучается геофизическими методами (сейсмическими, гравиметрическими и др.).

       Основную роль в исследовании внутреннего строения Земли играют сейсмические методы, основанные на исследовании распространения в ее толще упругих волн, возникающих при сейсмических событиях – естественных землетрясениях и в результате взрывов. Выделяют три типа волн:

        Продольные V_p- реакция среды на изменение объема ( распространяются в твердых, жидких и газообразных телах). Это – колебание части в направлении распространения волн. В горных породах V_p=5-6 км/с.

       На границе слоев с различной плотностью продольные волны испытывают преломление или частичное отложение;

        Поперечные V_s – реакция среды на изменение формы ( распространяются в твердых средах). Колебание частиц происходит в направлении, перпендикулярному направлению движения волн, V_s=3-4 км/с;

        Поверхностные – возникают на границе двух сред, различающихся своим агрегатным состоянием. Они быстро затухают и имеют небольшую скорость, но в эпицентре могут привести к значительным повреждениям.

        Скорость распространения сейсмических волн зависит от состава, строения и физического состояния горных пород.

          Состав Земли

        Ядро Земли – центральная, наиболее глубокая геосфера Земли. Средний радиус около 3,5 тыс.км. Делится на внешнее и внутреннее ядро (субъядро). Субъядро имеет радиус 1225 км. Температура в центре Земли, по-видимому, достигает 5000⁰C, плотность около 12,5 т/м³, давление до 361 ГПа. Предполагают, что субъядро – твердое, а внешнее ядро – жидкое, его плотность 10 г/см³.

      Мантия Земли – расположена между земной корой и ядром Земли на глубине примерно 35-2900 км. Верхняя граница проходит на глубине от 5-10 до 70 км по границе Мохоровичича, а нижняя – на глубине 2900 км по границе Вихерта – Гутенберга. Мантия составляет 83% объема Земли (без атмосферы) и 67% ее массы.

      Земная кора – это верхняя каменная оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными горными породами и имеющая мощность от 7 до 70-80 км. Она представляет собой наиболее активный слой твердой Земли – сферу деятельности магматических и тектонических процессов. Нижняя граница земной коры как бы зеркально повторяет поверхность Земли. Под материками она опускается глубоко вниз в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли.

Сейсмическими исследованиями в строении земной коры традиционно выделяют три оболочки – осадочную, гранитную и базальтовую.

     Осадочная оболочка, или стратисфера (от лат. «стратум» - слой) образует верхний слой земной коры и сложена осадочными и вулканогенно-осадочными породами: глинами и глинистыми сланцами (42%), песчаными (20%), вулканогенными (19%) и карбонатными (19%) породами. Мощность осадочного слоя от нуля (на щитах) до 20-25 км (в глубоких впадинах), составляя в среднем 3 км. Для пород осадочного чехла характерны преимущественно горизонтальное и субгоризонтальное залегание.

     Гранитная оболочка (гранитно-гнейсовая, гранитно-метаморфическая), названная так по сходству свойств образующих ее пород со свойствами гранитов, сложена гнейсами (37,6%), гранитами (18,1%), гранодиоритами, диоритами (19,9%), амфиболитами (9,8%), кристаллическими сланцами (9,)%), а также габбро, мраморами, сиенитами и др. Мощность от 10 -25 км, возможно его полное отсутствие в разрезе.

     Базальтовая оболочка (гранулит-базитовая) состоит из более тяжелых кристаллических пород, которые по своим свойствам близки земным базальтам – магматическим породам. В отдельных местах между базальтовым слоем и мантией залегает эклогитовый слой с более высокой плотностью, чем породы базальтового слоя. Средняя мощность 20 км. Однако в отдельных районах (под горными хребтами) она может достигать 30-40 км.

Средняя мощность коры в континентальной части России, по данным Н.А.Беляевского, 40,5 км. Минимальная мощность коры 7-12 км (дно океанов), максимальная 70-80 км (высокогорные участки континентов).

Физические свойства Земли

     Гравитационное поле Земли

Все тела и предметы, находящееся на поверхности Земли, испытывают ее притяжение. Пространство, в пределах которого проявляются силы притяжения Земли, называются полем силы тяжести, или гравитационным полем (от лат. «гравитас» - тяжелый). Оно отражает характер распределения масс в недрах нашей планеты и тесно связано с формой Земли. Для каждой точки земной поверхности характерна своя сила тяжести; в центре Земли сила тяжести равна нулю. Наука, изучающая земное поле силы тяжести - называется гравиметрией (от лат. Gravis – тяжелый и греч. мetreo – изменяю).

Величина силы тяжести измеряется в галлах (в честь Г. Галилея, впервые измерившего ускорение силы тяжести); 1 гал = 1 см/с². В практике обычно пользуются одной тысячной долей гала – миллигалом. Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли равно 979,7 гал. Сила тяжести больше в полярной области и меньше в экваиториальной. Ускорение силы тяжести плавно уменьшается от полюсов к экватору на 0,5%. Ускорение силы тяжести может быть измерено абсолютным или относительным методами. Наиболее часто применяются относительные измерения, при которых значение разных пунктах определяются по отношению к пункту с известным абсолютным значением.

  Обычно гравитационное поле Земли представляют как сумму нормального и аномального поля. Нормальная часть поля соответствует схематизированной модели Земли в виде эллипсоида вращения. Она согласуется с нормальной Землей.

  Характерная особенность гравитационного поля Земли – его сравнительное постоянство на определенных интервалах времени. При различных геотектонических процессах, приводящих к перемещению масс и

частичной перестройке структуры Земли, изменяется и гравитационное поле. При этом по характеру направления и величине изменений элементов поля можно судить об особенностях тектонических процессов и их результатов.

  Гравитационное поле Земли различается по средним уровням напряженности, а также по интенсивности, градиентам, площадям и очертаниям аномалий в плане и вертикальном разрезе. Аномальное поле образованно суммой аномальных полей, связанных с различными геологическими факторами: плотностью неоднородностей глубоких горизонтов Земли, глубиной залегания и строения и консолидированной земной коры, мощностью и особенностью строения осадочного чехла.

  Различают положительные и отрицательные гравитационные аномалии. Положительные гравитационные аномалии наблюдаются, когда в недрах земной коры залегают плотные массы (например; железные руды); отрицательные гравитационные аномалии вызываются залеганием «легких» масс (например: залежей гипса, калийных солей и т.д.). Гравитационные аномалии выявляются с помощью высокочувствительных приборов – гравиметров и гравитационных вариометров. По данным измерений силы тяжести составляются гравиметрические карты (рис.4), которые оказывают большую помощь в поисках месторождений полезных ископаемых.

Рис.4 схема КМА (заштрихованы площади проявления магнитной аномалии)

     Выделяют местные и региональные аномалии. Региональные аномалии распространяются на десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (многие десятки и сотни миллигал). На фоне региональных аномалий проявляются местные аномалии разного масштаба и характера, связанные с особенностями строения самых верхних горизонтов земной коры. Местные аномалии широко используются в поисково-разведочной практике при поисках нефти, газа и других полезных ископаемых.

Закономерности распределения характеристик гравитационного поля. Характер гравитационного поля основных структурных элементов земной коры в настоящее время считается установленным. В результате исследований доказана неоднородность гравитационного поля для платформенных и геосинклинальных областей.

  Гравитационное поле платформенных областей со спокойным рельефом независимо от возраста кристаллического фундамента однотипно по своему характеру. Оно отличается чередованием небольших положительных и отрицательных аномалий, охватывающих сравнительно незначительное по площади районы.

                     Магнитное поле Земли

  Природа, строение и характеристики магнитного поля Земли. Земной магнетизм – это свойство Земли, обуславливающее существование вокруг земного шара и внутри него магнитного поля. По данным космических измерений, на больших расстояниях магнитное поле Земли (магнитосфера) простирается за приделы планеты на несколько земных радиусов, причем на освещенной Солнцем стороне Земли оно значительно сжато (Рис.5).

     На расстоянии 10 земных радиусов близ линии, соединяющей Солнце и Землю, регулярное магнитное поле Земли переходит в нерегулярное, или хаотическое.

Рис.5 Строение магнитного поля Земли (штриховкой показаны радиационные пояса)

      Граница между регулярным и хаотичным полем называется магнитопаузой. Она по-видимому, стабильна относительно потока солнечного ветра. Хаотичное поле представляет собой переходную область между магнитопаузой и невозмущенным межпланетным полем, расположенным на расстоянии около 14- земных радиусов (также близ линии Солнце и Земля). Напряженность магнитного поля Земли изменяется обратно пропорционально кубу расстояния.

     Точки на поверхности Земли, на которые направлен диполь, называются геомагнитными полюсами. Современные координаты северного геомагнитного полюса – 78,5⁰ с.ш. и 69⁰ з.д. основные характеристики геомагнитного поля – его склонение, наклонение и напряженность. Склонение – угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана данного места. Склонение может быть восточным и западным, причем величина его меняется в разных районах. Линии, соединяющие на картах точки с одинаковым склонением, называются изогонами. Наклонение – угол наклона магнитной стрелки к горизонту. В северном полушарии вниз опущен северный конец стрелки, в южном – южный. Линии, соединяющие точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Изоклина, на которой наклонение равно нулю, называется магнитным экватором. Магнитные полюса – это точки в которых наклонение достигает 90⁰. В магнитных полюсах сходятся и все изогоны. Единица измерения напряженности магнитного поля – эрстед (Э) – это напряженность магнитно поля на расстоянии 2 см от бесконечно длинного прямолинейного проводника, по которому протекает ток силой в одну абсолютную электромагнитную единицу тока.

                 Тепловое поле и радиоактивность Земли

    Природа поля и источники внутреннего тепла Земли. Тепловой режим Земли определяется двумя источниками: теплом, получаемым от Солнца, и собственно теплом планеты, достигающим поверхности от разогретых

 недр. Величина притока тепла от обоих источников количественно крайне неодинаковых и различны по их роли в жизни планеты. Солнечный нагрев Земли составляет 99,5% всей суммы тепла, получаемого ее поверхностью, а на долю внутреннего нагревания приходится всего 0,5%. К тому же, приток внутреннего тепла очень неравномерно распределен на Земле и сосредоточен, в основном, в местах проявления вулканической деятельности. Таким образом, тепловое поле образуется за счет внешних и внутренних источников, при этом основным источником внешней энергии служит солнечное излучение.

 

 

       Источниками внутреннего тепла Земли являются: Радиоактивный

распад элементов; энергия гравитационной дифференциации вещества; остаточное тепло, сохранившееся со времен формирования планеты; экзотермический эффект полиморфных, электронных, фазовых и химических реакций и др.

     Строение теплового поля. Неоднородность теплового поля Земли, прежде всего, обусловлена тем, что ось вращения Земли располагается наклонно относительно плоскости эклиптики.

     Верхняя толща Земли испытывает наибольшие колебания температур. Амплитуды колебаний наиболее значительны у поверхности Земли, где они иногда составляют 100⁰C. Вглубь от поверхности Земли колебания температур уменьшаются, а на некоторой глубине они и вовсе отсутствуют. Это так называемый пояс постоянной годовой температуры. Температура почвы равна средней годовой температуре воздуха на поверхности Земли. Толща земной коры, располагающаяся выше указанного пояса и испытывающая влияние солнечного тепла, получила название гелиотермической зоны.

     Радиоактивность Земли. Радиоактивность горных пород – это способность к радиактивному излучению горных пород, содержещих минералы радиоактивных элементов (урана, тория, радия и др.), а также химические элементы, изотропы которых радиоактивны (технеций, прометий, полоний и др.).

 

Радиоактивные элементы		Изверженные породы			Осадочные породы (глины и сланцы)
	кислые	средние	основные	ультраосновные
226Ra	1,2- 10	6-Ю"'5	2,7-10""	10""	10-ю
238U	3,5-10"4	1,8-10"4	5-Ю"5	3-10"7	3,2-10"4
232Th	1,8-10"3	7-10"4	3-10"4	5-10"7	1Д-10-3
40K	3,34	2,30	8,3-10"'	3-Ю"2	2,28

 

 

Выветривание

Выветривание горных пород — сложный процесс, в котором принято выделять несколько форм его проявления. Это — физический и химический типы выветривания, которые часто тесно взаимосвязаны и происходят, главным образом, на суше, но могут протекать и на дне водных бассейнов. В понятие   выветривание не входят процессы разрушения горных пород под действием ветра, ибо этот термин происходит от немецкого слова «веттер», что означает погода.

Физическое выветривание

     Процессы физического выветривания приводят к механическому разрушению горных пород — превращению их в разного размера фрагменты, распад на минеральные зерна и их фрагменты под воздействием, главным образом, физических процессов. Следует подчеркнуть, что в процессе физического выветривания химический состав разрушаемых субстанций существенно не изменяется, а происходит измельчение и превращение скальных массивов в глыбы, щебень, дресву, песок и более мелкие по размеру частицы. При этом состав конечных продуктов разрушения целиком зависит от минерального состава, структурных и текстурных особенностей и генезиса горной породы, подвергшейся разрушению.

Основными факторами, приводящими к механическому разрушению горных пород в зоне действия физического выветривания, являются колебание температуры, связанное с изменением режима солнечной активности, расклинивающее воздействие замерзающей в трещинах и порах горных пород воды, а также механическое воздействие кристаллизующихся из нее солей. Кроме того, следует упомянуть разрушительное воздействие на горные породы корневой системы растений и жизнедеятельности разного рода роющих макро- и микроорганизмов. В этой связи, с определенной долей условности, выделяют температурное, морозное и биологическое выветривание, которые неодинаково проявлены в различных регионах Земли.

Одним из важнейших видов физического выветривания является температурное выветривание (инсоляция), связанное с неравномерным нагревом поверхности горных пород солнечными лучами.

Образование трещин в горных породах в значительной мере зависит от их текстурных особенностей — слоистости, сланцеватости и наличия спайности у породообразующих минералов. Следует отметить, что на скорость физического выветривания влияет наличие в породах петрогенетических трещин, иногда именуемых также трещинами первичной отдельности. Эти трещины образуются в результате уменьшения объема магмы при остывании магматических тел и характерны для определенных видов магматических пород. Также отмечаются они и в некоторых видах осадочных пород, возникая в процессе диагенеза при обезвоживании осадков. Как правило, в не затронутых выветриванием скальных массивах трещины отдельности могут быть практически не видимы невооруженным глазом. Однако, при выветривании породы эти трещины легко расширяются, увеличиваются в размерах и способствуют разрушению скального массива, создавая весьма экзотические по форме обломки в виде столбов, шаров, подушек и т.д. Примером может служить столбчатая отдельность базальтов, матрацевидная отдельность гранитов, шаровая отдельность песчаников и др. (рис. 6—7).

Метаморфические породы слоистой и сланцеватой текстур под влиянием температурного выветривания распадаются по плоскостям на плитки, и, в конечном итоге, происходит их расслаивание и разлистовывание. Слоистые толщи обломочных осадочных и пирокластических пород, имеющих различную степень цементации, подвергаются выветриванию неравномерно.

Одни слои в них легко разрушаются, превращаясь в щебень и песок, а другие долго сохраняют свою монолитность.

Легкоразрушающиеся участки скальных массивов этих пород быстро осыпаются, продукты выветривания выносятся агентами денудации – ветром, текучей водой, а поверхность выхода приобретает неровную причудливую форму. Такие скульптурные поверхности выходов горных пород получили

название форм выветривания. Среди них – различные столбы, останцы грибовидной формы, выступы и карнизы, очень часто развитые в районах интенсивного проявления процессов физического выветривания.

 

 

Рис.6 Столбчатая отдельность базальтов, возникшая при физическом выветривании. Курильские острова.

Рис.7 Матрацевидная отдельность в гранитах, проявившаяся в результате физического выветривания. Южный Урал.

Породы массивной текстуры, прогреваясь и остывая за день на относительно небольшую глубину, растрескиваются и отслаиваются по плоскостям, параллельным поверхности выхода породы на дневную поверхность. В результате от скального массива отделяются чешуеподобные фрагменты. Этот процесс получил название десквамации, или шелушения (рис. 8).

Рис. 8 Десквамационное (концентрически-скорлуповатое) выветривание траппов. Восточная Сибирь.

Интенсивность температурного выветривания зависит не только от температурного режима и текстурно-структурных характеристик пород, но и от их минерального состава.

Наиболее интенсивно температурное выветривание протекает в регионах, где происходят частые и контрастные смены температур, как суточных, так и сезонных. Такими областями являются области пустынь, в которых суточная амплитуда колебания температур достигает 50—60 °С, а сезонная может при­ближаться к 100 °С.

Морозное выветривание происходит под действием циклического замерзания и оттаивания воды, находящейся в трещинах и поровых пространствах горных пород при колебаниях температуры около точки замерзания воды, т.е. 0 °С. Увеличение объема воды при ее замерзании — факт, известный любому человеку. В горных породах вода, замерзая и увеличиваясь на 1/11 часть своего объема оказывает давление на стенки трещин с силой до 900 кг/см², разрывая даже весьма прочные, твердые породы. Интенсивность морозного выветривания, с одной стороны зависит, от наличия в горных породах воды, а с другой стороны — от особенностей климата — частого колебания температуры около 0°С.

Наиболее подвержены морозному выветриванию влагоемкие горные породы, обладающие значительным поровым пространством. Это — песчаники, глины, глинисто-терригенные, карбонатно-глинистые породы, а также интенсивно трещиноватые горные породы. Невлагоемкие, массивные, слаботрещиноватые горные породы незначительно подвержены морозному выветриванию. Способность горных пород во влажном состоянии выдерживать многократное замораживание и оттаивание без существенного изменения механической прочности именуется морозостойкостью и является одним из важных показателей качества естественных каменных строительных и      облицовочных материалов.

Как правило, морозоустойчивость магматических и метаморфических пород выше, чем аналогичный показатель осадочных горных пород.

Аналогично раскалывающему воздействию замерзающей воды горные породы могут разрушаться вследствие воздействия растущих кристаллов минералов, кристаллизующихся из минерализованных растворов, содержащихся в горных породах. Следует не забывать, что большинство природных вод являются раствором различных минеральных веществ в воде. Кристаллизуясь из растворов, выполняющих трещины, капилляры, пустоты и поры в горных породах, кристаллы минералов (галит, гипс, кальцит и др.) оказывают давление на стенки этих полостей и разрушают горную породу. Процессы разрушения горных пород в результате кристаллизационного выветривания наиболее характерны для регионов с аридным климатом, т.е. для сухих и жарких областей планеты.

     В заключение отметим, что механическое разрушение горных пород может протекать и под воздействием органической жизни на Земле, в результате чего возникает органогенное вы ветривание. Разного рода растения, сначала низшие (мох, лишайники и т.п.), а потом и высшие (кустарники, деревья), в    процессе своей жизнедеятельности активно разрушают горные породы. Особенно значительна в этом плане роль корневых систем древесной растительности, развивающейся на подготовленной простейшими растениями поверхности горных пород. Расклинивающее действие корней кустарников и деревьев может приводить к разрушению даже очень плотных пород. По сути своей, корни деревьев, увеличиваясь в объеме в процессе роста, действуют как замерзающая вода, оказывают на горные породы значительное давление, что приводит к нарушению сплошности последних.

Химическое выветривание

Под химическим выветриванием понимают процесс глубокого преобразования минералов, слагающих горные породы, под воздействием природных химических реакций. Интенсивность протекания процессов химического выветривания зависит от ряда причин — минерального и химического состава преобразуемых горных пород, их текстурно-структурных особенностей (т.е. особенностей внутреннего строения), климатических условий (главным образом, температуры и влажности), рельефа местности и характера растительности.

Основными факторами выветривания являются кислород воздуха, а также вода с растворенными в ней газами (СО₂, О и т.п.), солями, природными органическими и минеральными кислотами.

В процессе химического выветривания происходит разложение первичных минералов, сопровождающееся серьезным изменением химического состава горных пород в результате протекания обменных реакций, которые приводят к снижению в породах концентраций Са, Na, К, Mn, Si и росту содержания А1 и Fe.

Скорости протекания химического выветривания и степень сохранности его продуктов сильно зависят от климатических условий и рельефа местности.

Среди пород различных генетических типов, слагающих земную кору, наиболее подвержены химическому выветриванию магматические горные породы. Наиболее устойчивы, как правило, осадочные горные породы. Метаморфические горные породы занимают промежуточное положение.

Чем больше органической массы накапливается в зоне выветривания, тем интенсивнее протекают процессы химического преобразования горных пород. Однако весьма велика и роль микроорганизмов — многочисленных бактерий, водорослей, грибов и других его представителей, относящихся по способу питания к «литотрофам» —        «камнеедам», т.е. к организмам, извлекающим пищу из горных пород. Подобного рода представители биосферы в процессе своей жизнедеятельности разлагают минералы горных пород, извлекают из них часть химических элементов (фосфор, кремний, кальций и т.д.), используют их в своем биологическом цикле, часто накапливая в своем теле.

     Химические реакции, приводящие к химическому преобразованию горных пород, протекают с выделением тепла, т.е. по экзотермической схеме и разделяются на несколько групп, важнейшими из которых являются: растворение, окисление, гидратация, гидролиз и восстановление.

     Растворение происходит под действием воды, стекающей по поверхности горных пород, выходящих на дневную поверхность, либо просачивающейся через ее трещины и поры. При этом вода избирательно растворяет некоторые минералы и выносит из породы ряд веществ.

На процессы растворения влияет и температурный режим. Например, скорость растворения карбонатов, в отличие от хлоридов и сульфатов, значительно возрастает с понижением температуры раствора.

 Окисление сопровождается переходом низковалентных (закисных) соединений в высоковалентные (оксидные), что сопровождается присоединением кислорода. Процессы окисления минералов и горных пород захватывают не только поверхностные части земной коры, но и проникают на определенные глубины. Глубина проникновения окислительных процессов зависит от вещественного состава и водопроницаемости горных пород, степени расчлененности рельефа, глубины залегания подземных вод и прочих условий. Основным фактором окисления является кислород атмосферы и особенно кислород, растворенный в воде. Способность атмосферного кислорода растворяться в воде сильно зависит от температурного режима. Растворимость кислорода в воде при О °С почти в два раза выше, чем его растворимость при 25—30 °С. В этой связи окисляющая способность холодных вод значительно выше теплых.

Окислению, в первую очередь, подвержены минералы, содержащие железо, серу, ванадий, марганец, никель, кобальт и другие элементы, легко соединяющиеся с кислородом. В присутствии влаги и при обилии кислорода закиси металлов, входящие в состав горных пород, легко переходят в оксиды.

     Процессы окисления горных пород макроскопически легко распознаются по изменению окраски. В результате окисления железа породы приобретают желто-бурую или красновато-бурую окраску.

В процессе окисления выветрелые породы значительно уменьшаются в объеме по сравнению с первичными, за счет выноса из них легкорастворимых компонентов и летучих новообразований

Очень большое значение процессы окисления могут играть при добыче и хранении углей и сульфидных руд. Как упоминалось ранее, интенсивность химического выветривания возрастает по мере увеличения степени дисперсности материала, причем реакции идут с выделением тепла, т.е. по экзотермической схеме. Поэтому определенные виды углей склонны к самовозгоранию (в результате весьма интенсивного развития процессов окисления) как при складировании, так и при транспортировке. Самовозгораться могут также недоизвлеченные угли в пластах, к которым происходит доступ кислорода по горным выработкам, что может привести к подземным пожарам.

Таким образом, процессы окисления могут усложнять горнопромышленную деятельность человека. Изучение условий протекания природных процессов растворения и окисления минералов позволили создать ряд новых горно-технологических методов разработки месторождений полезных ископаемых,   получивших название «подземное выщелачивание». Оно с успехом использовалось для добычи урана из бедных и убогих руд, извлечение которых из недр и переработка по традиционным схемам были не рентабельны в связи с низкими концентрациями полезного компонента.

Гидратация — процесс преобразования внутреннего строения минерала в связи с присоединением к нему молекул воды. Гидратация вызвана воздействием на минералы материнской породы воды в жидком и газообразном состояниях. Например, ангидрит (CaS0₄) в процессе гидратации превращается в гипс (CaS0₄ • 2Н₂0), гематит (Fe₂0₃) — в гидрогематит (Fe₂0 • nН₂0). Непременным условием прохождения процессов гидратации является высокая влажность. Если в процессе гидратации не происходит выноса каких-либо легкорастворимых компонентов, то она сопровождается значительным увеличением объема. Так, в процессе гидратации ангидрита и превращения его в гипс объем новообразования почти на треть превышает объем преобразуемой породы. Возрастание объемов гидратируемых минералов приводит к возникновению внутренних напряжений в породе, которые могут нарушить условия первич­ного залегания горных пород (соляно-купольная тектоника).

Гидролиз — процесс разрушения и перестройки кристаллических решеток минералов под воздействием воды. При этом минерал распадается на отдельные комплексные ионы и радикалы и, с одной стороны, наблюдается вынос хорошо растворимых соединений сильных оснований (щелочных и щелочно­земельных элементов), а с другой — присоединение гидроксильных ионов, что приводит к образованию малорастворимых в новых условиях продуктов разложения первичных минералов. Именно с гидролизом связано химическое разложение и преобразование очень устойчивых минералов — силикатов и алюмосиликатов, являющихся наиболее распространенными минералами земной коры. Выветривание силикатов можно проиллюстрировать на примере полевых шпатов, которые являются главными породообразующими минералами кислых магматических горных пород, в частности, калиевого полевого шпата. Представив минерал в виде суммы оксидов слагающих его химических элементов, в присутствии углекислого газа и достаточного количества воды получим следующую реакцию:

К₂0 • А1₂0₃ • 6Si0₂ + С0₂ +ЗН₂0 =К₂С0₃ +Al₂0_3*2Si0₂ *2H₂0 + 4SiO_{2 *} nH₂0.

Таким образом, в условиях одного климата калиевый полевой шпат преобразуется в каолинит, в условиях другого — в боксит. Как известно, полевые шпаты являются главной составной частью многих магматических и метаморфических горных пород. Их количество составляет около 50 % всех минералов, участвующих в строении земной коры. Отсюда ясно колоссальное значение приведенных реакций гидролиза, в результате которых образуются высокоценное минеральное сырье — каолинит и наиболее ценная и технологичная алюминиевая руда — боксит. Степень интенсивности протекания реакции гидролиза зависит от многих причин, в том числе и от рельефа местности. В условиях расчлененного рельефа, как правило, формируются каолиновые коры выветривания, а в условиях равнинного рельефа — скопления бокситов.

Восстановление — процесс, обратный окислению, и заключается в потере веществом части или всего содержащегося в нем химически связанного кислорода. Понятно, что в условиях земной поверхности обилие кислорода в атмосфере и в водных растворах препятствует восстановлению.         Восстановление может проявляться только там, где по каким-либо причинам свободный кислород отсутствует. Подобного рода обстановки реализуются в условиях болот, в которых за счет отмирания растительности содержится большое количество органических веществ.

Они служат мощными восстановителями, так как легко соединяются с кислородом при своем разложении. При этом используется не только весь растворенный в воде кислород, но и часть кислорода, химически связанного в минералах, слагающих горные породы. В результате, например, трехвалентное железо переходит в двухвалентное, гидраты которого имеют зеленоватый цвет. Возникает серо-зеленая или сизая глинистая масса, называемая в почвоведении глеем и подстилающая обычно торфяные залежи.

         

 

Хемогенные осадки

В отличие от механических осадков, которые могут формиро­ваться как в условиях суши, так и в акваториях, хемогенные (т.е. химические) осадки образуются исключительно в водной среде за счет выпадения минеральных веществ, находящихся в рас­творах, в случае нарушения их равновесного состояния. Как правило, это происходит в случае изменения физико-химичес­ких параметров как истинных, так и коллоидных растворов.

Выпадение в осадок растворенных минеральных веществ происходит при изменении рН и Eh среды, при изменении тем­пературы и давления, при увеличении концентраций растворен­ных компонентов в результате испарения.

Наиболее распространены хемогенные осадки морей и океанов, озер и болот. Экзотическими формами хемогенных от­ложений являются осадки подземных вод.

Биохимические осадки

Помимо чисто органогенного и чисто хемогенного осадконакопления, в отдельных случаях отмечается комплексный, биохи­мический седиментогенез. Как правило, в этих случаях в накоп­лении минеральных веществ активно участвуют разного рода бактерии и микроорганизмы. Биохимическим путем в морских акваториях в зоне шельфа и в прибрежно-морских лагунно-лиманных условиях образуется самородная сера за счет разложе­ния органического вещества и сульфатных соединений анаэроб­ными бактериями в условиях восстановительной среды. Биохи­мический источник имеют и некоторые фосфатные осадки. В прошедшие геологические эпохи биохимическим путем образо­вывались осадки, содержащие ряд ценных металлов, таких как уран и ванадий.

Диагенез

Как уже отмечалось, аккумулированные продукты выветривания, включающие в себя часто также продукты разрушительной деятельности денудационных процессов, являются промежуточной субстанцией и со временем преобразуются в осадочные горные породы. Переход осадков в горные породы — длительный и сложный процесс, носящий название диагенеза, что в переводе с греческого означает «перерождение». Различные осадки по-разному преобразуются в процессе диагенеза. Тем не менее, все они, в конечном итоге, превращаются в осадочные горные породы. Следует понимать, что процессы изменения осадка и преобразования его в горную породу начинаются еще в процессе его аккумуляции и длятся достаточно долгое время, исчисляемое десятками и сотнями тысяч лет. Процесс диагенеза не является одноактным, он представляет собой полистадийный процесс. В нем принято выделять химическое преобразование, перекристаллизацию, обезвоживание и цементацию. Именно вследствие перечисленных процессов происходят уплотнение, литификация (т.е. окаменение) осадка и превращение его в осадочную горную породу — новообразование, относительно устойчивое к изменениям физико-химиеских и термодинамических условий.

В процессе диагенеза первоначальный осадок подвергается различным химическим преобразованиям, выражающимся в изменении его химического и минерального состава.  В восстановительной среде, при недостатке или отсутствии свободного кислорода, высоковалентные соединения, наоборот, переходят в низковалентные. Значительную роль в процессах химического преобразования играют микроорганизмы, в том числе бактерии. Некоторые из них разлагают органическое вещество, вызывая появление сероводорода, углекислоты и органических кислот, что способствует изменению физико-химических условий среды осадконакопления. Другие могут непосредственно участвовать в окислительных или восстановительных процессах. Так, в кислородной среде аэробные бактерии способствуют переходу низковалентного железа в высоковалентное. В свою очередь, анаэробные бактерии в условиях восстановительных сред приводят к переходу оксидных соединений железа в его сульфидные формы.

Большую роль в процессах химического преобразования осадков играет растворение малоустойчивых минералов, таких как карбонаты и галоиды.

Процессам перекристаллизации подвергаются, главным образом, однородные мелкозернистые осадки, состоящие из легкорастворимых минералов. Классическим примером перекристаллизации может служить диагенез рифовых остатков кораллов, мшанок, водорослей и других морских организмов. Под действием углекислоты, возникающей при разложении органического вещества мягких тканей этих организмов, СаСОз скелетов, раковин и панцирей частично растворяется и после нейтрализации углекислоты выпадает заново, уже в кристаллической форме.

Процессы обезвоживания представляют собой выжимание воды из

порового пространства низких слоев осадков в результате гравитационного воздействий вышележащих осадочных толщ. Однако, этот процесс сопровождается не только удалением свободной воды из осадочных пород, но и дегидратацией минералов, содержащих кристаллогидратную воду. Кроме того, процессы обезвоживания в определенной мере могут сопровождаться выносом из осадка легкорастворимых соединений, а также перекристаллизации.

Процесс цементации обусловлен появлением в поровом пространстве осадка разного рода минеральных новообразований, связывающих (цементирующих) между собой отдельные зерна осадка. Выпадение цементирующего вещества может протекать одновременно с образованием осадка (т.е. сингенетически) или же в последующие стадии его преобразования (т.е. эпигенетически). Цементирующее вещество заполняет поры, пустоты, каверны и трещины в осадке, скрепляя его частицы и лишая его рыхлости. Наиболее распространенными цементирующими веществами являются карбонаты, кремнезем в различных модификациях (опал, халцедон, кремень и т.п.), фосфаты, гидроксиды железа и т.п.

Иногда, вследствие крайней неравномерности выпадения цементирующего вещества, в осадке появляются минеральные новообразования типа стяженей, отличные по своему составу от самого осадка. Подобного рода образования принято именовать конкрециями, причем их форма и размеры весьма разнообразны и зависят от типа осадка и физико-химических условий среды осадконакопления.

Эпигенетические конкреции возникают в результате повторного выпадения цементирующего вещества вокруг каких-то центров кристаллизации или в крупных незаполненных пространствах (кавернах, пустотах, трещинах). Наиболее часто встречаются кремневые, железистые,

сульфатные и фосфатные конкреции. Последние могут служить объектами промышленного использования, образуя пластовые желваковые фосфоритовые месторождения.

Совокупное влияние процессов растворения, перекристаллизации, обезвоживания и цементации в комплексе с давлением вышележащих осадочных толщ приводит к изменению объема первичных осадков, т.е. к их уплотнению. В результате значительно изменяются физические параметры осадков — уменьшается их пористость за счет более плотной компоновки минеральных частиц. Характер преобразования при уплотнении в значительной мере зависит от типа первичного осадка, его гранулометрического, минерального и химического состава, степени однородности, а также тектонического режима территории седиментогенеза. Так, в карбонатных илах интенсивная перекристаллизация приводит к изменению структурных характеристик в результате образования крупных кристаллов кальцита, не сопоставимых по размеру с размером карбонатных частиц первичного осадка. В то же время, кварцевые пески, как правило, цементируются без заметного изменения размера песчинок. Уменьшение объема осадков в процессе уплотнения весьма значительно — в два—три раза. В хорошо сортированных аллювиальных песках пористость (т.е. объем незаполненного минеральными частицами пространства) составляет от 40 до 60 %. В процессе же уплотнения пористость уменьшается приблизительно в два раза — до 25—30 %. В то же время, в органогенных илах пористость может достигать 90 %, а в образовавшихся из них глинах она уменьшается почти в три раза — до 30—35 %.

В заключение следует подчеркнуть, что все процессы, происходящие во время диагенеза, приводят к потере осадками рыхлости, влажности и пластичности и к превращению большинства из них в твердую, литифицированную (т.е. окаменевшую, от «литос» — камень) осадочную горную породу. Скорость процесса диагенеза варьирует в широких пределах и зависит как от типа осадков, интенсивности

процессов аккумуляции, изменения физико-химических, термодинамических и условий среды, так и тектонического режима региона осадконакопления.

Трудно переоценить значение процессов диагенеза в создании осадочных горных пород, слагающих верхнюю оболочку земной коры. В таких породах содержится широкий спектр полезных ископаемых, генетически связанных с процессами седиментогенеза, причем перераспределение вещества в них часто происходит именно в процессе диагенеза.

Осадочные горные породы

Название этого генетического типа горных пород определяется спецификой их образования — из осадков. Материалом для формирования осадков, как уже отмечалось, могут служить обломки механически разрушенных горных пород и минералов, минеральные зерна, образовавшиеся из растворов химическим путем, минеральные и органические части погибших животных и растений, а также продукты их жизнедеятельности и вулканические обломочные образования. В соответствии с разнообразием осадков принято выделять несколько групп осадочных горных пород — обломочные, глинистые, органические, химические (вулканогенно-осадочные).

Обломочные горные породы возникли в результате преобразования продуктов механического разрушения первичных горных пород. Среди них различают рыхлые разновидности, состоящие из нескрепленных обломков, и сцементированные разности, т.е. породы, в которых обломки соединены каким-либо веществом-цементом. По величине обломков принято выделять грубообломочные породы, или неефиты, состоящие из глыб, валунов, щебня, гальки, гравия, дерева — т.е. обломков, размер которых варьирует от 2 до 200 мм и более. Рыхлые разновидности грубообломочных пород, т.е. скопления свободно залегающих глыб, валунов, щебня, гальки, дресвы, гравия, будут

называться глыбовыми отложениями, валунниками, щебенистыми отложениями, галечниками, дресвяниками, гравийниками. В то же время, сцементированные залежи глыб, щебня, дресвы, т.е. остроугольных фрагментов горных пород, именуют брекчиями. В свою очередь, сцементированные отложения, состоящие из валунов и гальки, называются конгломератами, а состоящие из гравия — гравелитами. Среднеобломочные отложения, или псаммиты, имеют размер обломков от 2 до 0,05 мм. Их рыхлые разности именуются песками, а сцементированные — песчаниками. Мелкообломочные горные, или алевриты, состоят из частиц диаметром 0,05 — 0,005 мм. Рыхлые их разности называют алевритами, а сцементированные — алевролитами.

Глинистые горные породы занимают промежуточное положение между обломочными и хемогенными, так как формируются они, как правило, в результате комплексного воздействия физического и химического выветривания. Размер глинистых частиц горных пород не превышает 0,002 мм. Глинистые породы различаются по характеру связей между частицами, минеральному составу, пластичным свойствам и генезису. Как и в обломочных породах, среди глинистых отложений принято выделять рыхлые разновидности — глины и сцементированные — аргиллиты.

В связи с частым отсутствием тщательной сортировки обломочного материала по размерам, т.е. в связи с наличием осадков промежуточного гранулометрического состава, возникают обломочные осадочные породы промежуточного типа. Так, при смешении грубо- и среднеобломочные фракций возникают песчанистые конгломераты и гравелиты либо пудинговые песчаники. При смешении частиц песчанистого и алевритового состава — алевропесчаники или песчанистые алевролиты. При совместном накоплении глинистого и песчанистого материала образуются песчанистые глины и глинистые песчаники; при смешении глинистых и алевритовых частиц — алевритистые глины или глинистые алевролиты.

Следует отметить, что именно среди глинистых пород в зависимости от

содержания глинистых частиц (с размером менее 0,002 мм) принято выделять собственно глины (> 30 %), суглинки (30—10 %) и супеси (< 10 %). Причем термины «суглинки» и «супеси» применимы только для молодых, четвертичного возраста пород. Для более древних, дочетвертичного возраста отложений, содержание глинистых частиц в которых превышает 30 %, сохраняется термин глины. Четвертичным суглинкам в более древних отложениях будет отвечать песчанистая глина, а четвертичным супесям в дочетвертичного возраста толщах — глинистые пески.

При смешении в осадках карбонатного и песчанистого материалов возникают известковые или доломитовые песчаники либо песчанистые известняки или доломиты.

Достаточно часто в земной коре встречаются карбонатно-глинистые породы, возникающие из осадков, в которых смешан глинистый и карбонатный материал. К таким породам относятся глинистые известняки и доломиты, мергели, известковистые и доломитовые глины.

Хемогенные осадочные горные породы формируются при диагенезе осадков, возникших путем выпадения минеральных веществ из растворов. Они весьма разнообразны по химическому составу. В отличие от обломочных и глинистых пород, хемогенные породы не могут иметь рыхлых разновидностей, а являются только литифицированными. По составу среди пород этой группы выделяются карбонатные (известняк, доломиты), галоидные (каменная соль, сильвинит), сульфатные (гипс, ангидрит), глино­земистые (бокситы), фосфатные (фосфориты), железистые (бурые железняки, железистые латериты) породы. Причем, следует помнить, что некоторые осадочные породы — галоидные, сульфатные, глиноземные и железистые — могут образовываться только химическим путем, в то время как карбонатные и фосфатные могут иметь иной генезис.

     Органогенные осадочные горные породы связаны с накоплением минеральных или органических продуктов жизнедеятельности животных или растительных организмов. Как и хемогенные породы, они классифицируются

по химическому составу. Наиболее типичными органогенными породами являются каустобиолиты, т.е. углеродистые осадочные породы — торф, сапропели, горючие сланцы, некоторые угли, твердые битумы, янтарь и др. В большей степени органогенным путем формируются кремнистые осадочные породы — доломиты, диатомовые трепелы и опоки, являющиеся скоплениями кремнистых панцирей и скелетов разного рода микроорганизмов — диатомей, радиолярий и т.п.

В то же время, наблюдаемые карбонатные и фосфатные ор­ганогенные породы — известняки, ракушечники, органогенные фосфориты следует относить к химико-органогенным породам, равно как и «глобулярные трепелы, которые могут образовываться и химическим путем. Итак, выделяется промежуточная группа осадочных горных пород. Иногда для простоты все хемогенные и органогенные породы относят к одной группе — химико-органогенные.

Пирокластические породы (от греч. «пирос» — огонь и «кластос» — обломок), с одной стороны, имеют генетическую связь с вулканической ветвью процесса магматизма, по условиям образования и внешнему облику несут характерные черты осадочных пород. Твердые продукты вулканических извержений (вулканические бомбы, лапилли, песок и пепел), выброшенные в атмосферу, проецируются на Землю и далее в процессах денудации и аккумуляции ведут себя как вульгарный обломочный материал — продукт механического разрушения горных пород, формируя породы, внешне мало отличающиеся от обычных осадочных обломочных пород. Исключение составляют игнимбриты — породы, образованные из неостывших и поэтому спекшихся в единую массу твердых продуктов вулканической деятельности.

Пирокластические породы, как и обломочные, классифицируются по величине обломков. Так, вулканические бомбы имеют размер более 30 мм, лапилли — от 30 до 2 мм, вулканический песок — от 2 до 1 мм,

вулканический пепел — менее 1 мм. Эти обломки в процессе диагенеза формируют туфогенные породы— туфоконгломерата, туфобрекчии, туфопесчаники и т.п.

Нередко в процессах денудации и аккумуляции вулканогенный материал смешивается с осадочным, в результате чего формируются вулканогенно-осадочные породы. Их принято разделять на туфы, содержащие менее 10 % осадочного материала, туффиты, содержащие от 10 до 50 % осадков и туффогенные породы, имеющие более 50 % вещества осадочного генезиса. Следует отметить, что по сравнению с прочими группами осадочных горных пород распространенность пирокластических и вулкано-генно-осадочных пород относительно невелика.

В заключение следует значение процессов осадконакопления для формирования месторождений полезных ископаемых. Скопления минеральных веществ, появившиеся в земной коре в результате процессов осадконакопления и последующего диагенеза, представляют собой месторождения полезных ископаемых осадочного генезиса. Они имеют огромное промышленное значение. По месту образования осадочные месторождения разделяются на морские, озерные, речные, болотные и континентальные. По характеру осадконакопления принято выделять механические, химические и биохимические осадочные месторождения. Они обладают рядом сходных черт внутреннего строения. Тела полезных ископаемых в них, являясь осадочными породами, имеют пластообразную форму и залегают согласно с вмещающими породами. Кроме того, они обычно занимают строго определенную стратиграфическую позицию, т.е. имеют определенный возраст.

 Типичные представители механических осадочных месторождений — месторождения гравия, песка, песчано-гравийных смесей и глин, значение которых для стройиндустрии трудно переоценить. Особую

ценность имеют россыпные месторождения, являющиеся источником многих ценных металлов (золото, олово, титан, вольфрам и т.д.) и минералов (алмазы, драгоценные камни и т.д.).

 К классу хемогенных месторождений относятся полезные компоненты, возникшие в результате химического осаждения минеральных веществ из растворов. Они включают в себя ме­сторождения минеральных солей, гипса, ангидрита, боратов, яв­ляющихся сырьем для химической промышленности. С ними же связаны многие месторождения марганца, железа, алюминия, урана и редких металлов. К классу биохимических (или химико-органогенных) месторождений относятся месторождения карбонатных и кремнистых пород, фосфоритов, а также горючих полезных ископаемых, как твердых (горючие сланцы, ископаемые угли и т.п.), так жидких (нефть) и газообразных (газы углеводородного состава).

 Значение процессов осадконакопления для формирования месторождений трудно переоценить. Осадочный генезис имеют все месторождения горючих ископаемых и минеральных солей. Кроме того, с ними связана весьма значительная часть запасов минеральных строительных материалов, а также весьма существенная часть ресурсов металлических полезных ископаемых, таких как руды марганца, алюминия, железа, урана, редких и благородных металлов.

Тема 1.3

Тема  2.2

Относительный и абсолютный возраст горных пород и методы определения.

Возраст Земли.

Возраст Земли как планеты по последним данным оценивается – 4,6 млрд.лет. изучение метеоритов и лунных пород так же подтверждает эту цифру. Однако самые древние породы Земли, доступные непосредственному изучению, имеют возраст около 3,8 млрд. лет. Поэтому весь древний этап истории Земли носит название до геологической стадии. Объектом же геологического изучения является история Земли за последние3,8 млрд. лет, которая выделяется в ее геологическую стадию.

     Для выяснения закономерностей и условий образования г.п. необходимо знать последовательность их образования и возраст т.е. установить их геологическую хронологию.

     Различают относительный возраст горных пород (относительная хронология) и абсолютный возраст г.п. (абсолютная геохронология).

     Установлением возраста горных пород занимается наука - стратиграфия (лат. Stratum - слой).

   Относительный возраст горных пород и методы его определения

 Определение относительного возраста пород – это установление, какие породы образовались раньше, а какие – позже.

     Относительный возраст осадочных г.п. устанавливается с помощью геолого - стратигафических (стратиграфического, литологического, тектонического, геофизических) и биостратиграфических методов.

Стратиграфический метод основан на том, что возраст слоя при нормальном залегании определяется – нижележащие их слои являются более древними, а вышележащие более молодыми. Этот метод может быть использован и при складчатом залегании слоев. Не может быть использован при опрокинутых складах.

Литологический метод основан на изучении и сравнении состава пород в разных обнажениях (естественных- в склонах рек, озер, морей, искусственных – карьерах, котлованах и т.д.). На ограниченной по площади территории, отложения одинакового вещественного состава (т.е. состоят из одинаковых минералов и горных пород), могут быть одновозрастными. При сопоставлении разрезов различных обнажений используют маркирующие горизонты, которые отчетливо выделяются среди других пород и стратиграфически выдержаны на большой площади.

     Тектонический метод основан на том, что мощные процессы деформации г.п. проявляются (как правило) одновременно на больших территориях, поэтому одновозрастные толщи имеют примерно одинаковую степень дислацированности (смещения). В истории Земли осадконакопления периодически сменялись складчатостью и горообразованием.

     Возникшие горные области разрушались, а на выровненную территорию вновь наступало море, на дне которого уже не согласно накапливались толщи новых осадочных г.п. в этом случае различные несогласия служат границами, подразделяющими разрезы на отдельные толщи.

     Геофизические методы основаны на использовании физических характеристик отложений (удельного сопротивления, природной радиоактивности, остаточной намагниченности г.п. и т.д.) при их расчленении на слои и сопоставлении.

     Расчлинении пород в буровых скважинах на основании измерений удельного сопротивления г.п. и пористости называется электрокаротаж, на основании измерений их радиоактивности – гамма-каротаж.

     Изучении остаточной намагниченности г.п. называют палеомагнитным методом; он основан на том, что магнитные минералы, выпадая в осадок, распластаются в соответствии с магнитным полем Земли той эпохи которая, как известно, постоянно менялась в течении геологического времени. Эта ориентировка сохраняется постоянно, если порода не подвергается нагреванию выше 500 С (т.н. точка Кюри) или интенсивной деформации и перекристаллизации. Следовательно, в различных слоях направление магнитного поля будет различным. Палеомагнитизм позволяет т.о. сопоставлять отложения значительно отдаленные друг от друга (Западное побережье Африки и Восточное побережье Латинской Америки).

     Биостратиграфические или палеонтологические методы  состоят в определении возраста г.п. с помощью изучения ископаемых организмов (подробно палеонтологические методы будут рассмотрены в следующей лекции).

     Определение относительного возраста магматических и метаморфических горных пород (все выше охарактеризованные методы – для определения возраста осадочных пород) осложнено отсутствием палеонтологических остатков. Возраст эффузивных пород, залегающих совместно с осадочными устанавливаются по отношению к осадочным породам.

     Относительный возраст интрузивных пород определяется по соотношению магматических пород и вмещающих осадочных пород, возраст которых установлен.

     Определение относительного возраста метармофических пород аналогично определению относительного возраста магматических пород.

Абсолютный возраст горных пород и методы его определения

Абсолютная геохронология устанавливает возраст г.п. в единицах времени. Определение абсолютного возраста необходимо для корреляции и сопоставления биостратиграфических подразделений различных участков Земли, а так же установления возраста лищенных палеонтологических остатков фанерозойских и докембрийских пород.

     К методам определения абсолютного возраста пород относятся методы ядерной (или изотопной геохронологии) и не радиологические методы.

     Урано-ториево-свинцовый метод базируется на использовании трех процессов радиоактивного распада изотопов урана и тория:

 ²¹⁸U ²⁰⁶Pb ²³⁵U ²⁰⁷Pb ²³²Th ²⁰⁸Th ²⁰⁸Pb. Период полураспада ²³⁸U составляет 4510 млн. лет, ²³⁶U- 713 млн. лет и ²³²Th 15170 млн. лет. Исходя из продолжительности распада минералы, содержащие эти элементы, используются для определения возраста . Измерив в минерале содержание радиоактивных изотопов урана и тория и радиогенных частей трех изотопов свинца, а так же содержание нерадиогенного изотопа свинца ²⁰⁴Pb находят 6 изотопных отношений. Одно из них в настоящее время считается фиксированным (²³⁸U / ²³⁵U = 137,7), а остальные пять (²⁰⁶Pb/ ²³⁸U, ²⁰⁷Pb/ ²³⁵U, ²⁰⁸Pb/²³²Th, ²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb) дают возможность оценить возраст минерала. Близость всех пяти результатов свидетельствует о достоверности проведенного анализа.

Более перспективен способ определения возраста по обыкновенному свинцу – по любому из соотношений ²⁰⁷Pb, ²⁰⁶Pb или ²⁰⁸Pb, ²⁰⁴Pb в галените, который содержит ничтожные количества урана и тория, а так же по U/Pb в цирконе Эти отношения практически не меняются со временем, и они тем больше, чем позднее минералы выделились из содержащей уран и торий магмы.

      Свинцовый метод – наиболее старый и хорошо разработанный метод ядерной геохронологии. Впервые его применил в 1907 году Б. Болтвуд в Канаде. В настоящее время он усовершенствовал и используется с непременным анализом изотопного свинца на масс-спектрометре. Поэтому его не редко называют свинцово-изотопным методом. Для измерения возраста по свинцово-изотопному методу применяют минералы, содержащие уран и торий.

      Рубидий - стронциевый метод основан на очень медленном распаде радиоактивного изотопа ⁸³Rb и превращении его в изотоп стронция ⁸⁷Sr. Ныне радиоактивный изотоп рубидия составляет в среднем 27,85 % природного рубидия. Период полураспада рубидия равен 47000 млн лет.

     Возраст пород, содержащих только стронций (без рубидия), оценивается грубым стронциевым методом по отношению ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr. Изотоп рубидия присутствует в виде примеси в калиевых минералах, чаще всего в биотите, мусковите, лепидолите. Из–за низкой скорости распада рубидия данный метод широко применяется для определения возраста докембрийских и палеозойских пород.

     Калий – аргоновый метод основан на распаде радиоактивного ⁴⁰K, при котором около 12% этого изотопа превращается в аргон ⁴⁰Ar с периодом полураспада 1300 млн. лет. Постоянная радиоактивного распада X_k = 0,058 5 млрд. лет^-1 . Остальные 88% калия переходят в ⁴⁰K с более высокой скоростью (постоянная радиоактивного распада x_a = 0,472 млрд. лет^-1). Этот метод применяется пи исследовании слюд, амфиболов, калиевого полевого шпата, глауконита и валовых проб изверженных пород с возрастом от десятков тысяч до сотен миллионов лет. Определение возраста метаморфических пород калий-аргоновым методом не рекомендуется из-за значительных утечек аргона, происходящих при температурах свыше 300 ºС и при больших давлениях.

     Самарий – неодимовый метод основан на очень медленном распаде изотопа самария ¹⁴⁷Sm, который встречается в смеси со стабильными изотопами ¹⁴⁴Sm, ^148-150Sm, ¹⁵²Sm, ¹⁵⁴Sm с периодом полураспада 153 млрд лет (постоянная радиоактивного распада x = 0,006 54 млрд. лет^-1). Конечным продуктом распада является радиогенный ¹⁴⁴Nd.

Самарий – неодимовый метод считается одним из наиболее надежным (наряду с U/Pb по циркону) для определения возраста глубокометаморфизованных раннедокембрийских пород, хотя так же иногда дает заниженные значения.

     Радиоуглеродный метод базируется на определении радиоактивного изотопа ¹⁴С в органических остатках или в породах с высоким содержанием органического вещества. Этот изотоп постоянно образуется в атмосфере из азота ¹⁴N под воздействием космического излучения и усваивается живыми организмами. После отмирания происходит распад ¹⁴С и, зная скорость его распада, удается определить возраст захоронения организма. Период полураспада ¹⁴С равен 5750 лет. Поэтому с помощью этого метода определяется возраст осадков не древнее 60-80 тыс. лет.

     Метод треков осколочного деления урана базируется на том , что во всех минералах, содержащих уран, возникают структурные изменения, фиксирующие пробег осколков от спонтанного деления урана. Они видны в виде треков при увеличении под микроскопом. Обычно подсчитывается плотность этих треков, т.е. их число на единицу поверхности. Чем больше возраст минерала, тем больше плотность треков при прочих равных условиях. Для определения содержания урана образец минерала облучают нейтронами. При этом возраст минерала будет являться функцией отношения числа треков от спонтанного деления урана, к числу вновь появившихся треков на единицу площади или объема. В последние годы трековый метод стали использовать для определения возраста четвертичных вулканических пород.

Радиогеохронологические методы непрерывно совершенствуются, повышается их точность, разрабатываются новые более тонкие методики. Они имеют наибольшую ценность для определения возраста магматических и метаморфических пород, лишенных каких либо органических остатков, широко применяются так же для установления возраста фанерозойских отложений, для определения положительности стратиграфических подразделений разного ранга, выделенных на основе палеонтологического метода.

Наиболее подходящим для радиометрического датирования (исключая радиоуглеродный метод) являются магматические породы. Меньше подходят метаморфические породы, поскольку они часто прошли не один, а два-три этапа метаморфизма, каждый из которых мог сопровождаться потерей радиогенных изотопов.

Опыт радиометрического датирования магматических и метаморфических пород показал, что наибольший смысл имеет комплексное применение разных методов к одной и той же породе и к разным составляющим ее минералам, а так же к породе в целом («по валу».)

Измеряя возраст пород одним методом и по одним минералам, например урано-свинцовым по циркону или самарий-неодимовым по породе, мы получаем возраст, наиболее близкий к первичному возрасту породы или ее первому метаморфизму, а  данные других методов и по другим минералам позволяют датировать более поздние эпохи метаморфизма.                                            

По результатам вышеперечисленных исследований можно составить стратиграфическую колонку. Пример колонки приведен ниже.

 

Контрольные вопросы.

1. Возраст Земли.

2. Методы определения возраста горных пород.

3. Значение стратиграфической колонки в геологии.

 

 

Стратиграфическая колонка .

 

 

Тема 1.3.

Тема  3.2

Типы и виды геологических карт. Их оформление.

        

    Геологической картой называется графическое изображение на топографической или географической основе с помощью условных знаков геологического строения какого-либо участка земной коры, континентов или земного шара в целом. Геологическая карта показывает распространение на земной поверхности выходов горных пород, различающихся по возрасту, происхождению, составу и условиям залегания.

    Геологическая карта с пояснительной запиской позволяет делать выводы о формировании земной коры и закономерностях распространения полезных ископаемых. Она служит научной основой для поисков и разведки ПИ и их разработки. Геологические карты строятся по результатам геологической съемки, теоретического обобщения достижений геологических наук и практического опыта (при составлении геологических карт ведущее значение имеют такие разделы геологии как стратиграфия, геотектоника, структурная геология, историческая геология, литология, геохимия, минералогия, петрография, МПИ).

     Геологические карты по содержанию и назначению делятся на следующие типы: типы собственно геологических, карты четвертичных отложений, геоморфологические, полезных ископаемых, прогнозные.

     Собственно геологические карты – являются по содержанию стратиграфическими картами до четвертичных пород. Континентальные отложения на них не показываются, за исключением случаев, когда мощность их велика или неизвестны подстилающие породы. Условные знаки показывают возраст, состав, происхождение, условия залегания горных пород и характер границ между ними.

 

Карты четвертичных отложений – показывают их с разделением по генезису, возрасту и составу. Коренные - одним цветом.

    Литологические карты – помимо возраста показывают в условных обозначениях («Краном» - штрихом, точками и т.д.) состав пород.

    Геоморфологические карты показывают основные типы рельефа и его отдельные элементы с учетом их происхождения и возраста.

Тектонические карты – формы залегания, время и условия образования структурных элементов земной коры.

Гидрогеологические карты – на геологической основе; информация о водоносных горизонтах, условиях залегания, распространения, составе и режиме подземных вод.

Инженерно-геологические карты – показывают физико-механические свойства горных пород и характеризуют современные геодинамические явления.

Карта ПИ – на геологической основе; отражает все сведения о МПИ, делящиеся по направлениям использования, объему запасов и происхождению.

Прогнозные карты – отражают закономерности размещения известных месторождений ПИ и указывают перспективные площади на различные виды минерального сырья.

В зависимости от масштаба различают:

Обзорные (больше 1:100000) – на географической основе; геология больших территорий, государств, материков.

Мелкомасштабные (1:100000 и 1:500000) – упрощенная топографическая основа; геологическое строение крупных регионов или государств.

Среднемасштабные (1:200000 и 1:100000) – топографическая основа разреженной сетью горизонталей. Основные черты геологии территорий (Урал, Кавказ).

Крупномасштабные (1:50000 и 1:25000) точная топооснова к горизонтали; подробное геологическое строение района.

Детальные (1:10000, 1:5000, 1:2000 и меньше) подробная геологическая характеристика отдельных МПИ, районов строительства.

     Оформление и условные знаки геологических карт.

    Составляют и оформляют карты по ГОСТу. Геологическая карта сопровождается условными обозначениями или легендой, стратиграфической колонкой. Надписи к карте помещаются над ее северной и под ее южной рамкой. Карта сопровождается числовыми и графическими (линейными) масштабами.

     В качестве условных обозначений используют цветовые, штриховые, буквенные и цифровые.

    1. Цветовые – обозначают возраст осадочных, вулканических, метаморфических пород в соответствии с международными стандартами (см. шкалу). При этом породы отдела какой-либо системы обозначаются более темным тоном, чем среднего и верхнего. Яркие цвета – составляют магматические горные породы (кислые ярко-красные, основные – ярко-зеленые).

    2. Штриховые – точки, черточки, треугольники, крестики и т.п. показывают вещественный состав горных пород различного происхождения.

    3. Буквенные и цифровые (индексы) – указывают возраст и происхождение пород. Для обозначения осадочных, вулканических и метаморфических пород индекс составляется из прописных и строчных букв латинского алфавита и цифр. Первой ставится прописная латинская буква, обозначает систему, внизу справа от нее арабской цифрой – отдел, далее – ярус строчными латинскими буквами, затем цифры справа внизу – подъярус.

    Пример: К₁al₃ – верхний подъярус альбского яруса нижнего отдела меловой системы. При необходимости буквенными знаками обозначают комплексы, серии, свиты, горизонты. Буквами греческого алфавита обозначают также состав интрузивных и некоторых вулканических пород .

    Внемасштабные (линейные) – маркирующие горизонты (слои, пласты), дайки, жилы, геологические границы, разрывные нарушения, геологоразведочные выработки (скважины).

    Условные знаки помещаются в прямоугольнике; справа – словесные описания. Знаки в легенде располагаются сверху вниз от молодых к древним. Знаки магматических пород (от кислых к у/о) – ниже. В самом низу внемасштабные.

 

Контрольные вопросы.

1. Причины выхода на земную поверхность коренных пород.

2. Виды геологических карт.

3. Оформление геологических карт.

4. Применение горного компаса.

 

Раздел 4. Минералогия

Лекция 4.1

 Образование минералов.

Понятие «минерал» в разное время имело разное содержание. Так, читая в рукописи древнего ученого, что горный хрусталь (кварц) есть «сгущенная горная вода», а рубин — застывшие «капли крови чудовищ», не следует снисходительно улыбаться. Ведь в те времена не были известны способы химического анализа вещества и не имели понятия о кристаллическом строении. Только в 1852 г. известный минералог Н. Кокшаров привел в своем труде «Материалы для минералогии России» три исключительно ценных и трудоемких по тем временам анализа русских бериллов. А в настоящее время известны сотни химических анализов этого минерала — основной бериллиевой

руды.

Современное определение минерала таково: минералами (от лат. «минера» — руда) называются природные химические соединения или отдельные элементы, однородные по химическому составу и внутреннему строению, являющиеся продуктами различных геологических процессов.

Таким образом, подразумевается сочетание трех «координат»:                        1) образованные в природных условиях; 2) наличие определенного химического состава; 3) кристаллическое строение.

В земной коре в настоящее время установлено около 2500 минеральных видов, что значительно уступает числу неорганических соединений, получаемых лабораторным путем, количество которых исчисляется десятками тысяч. Главные причины ограниченности видов минерального мира земной коры следующие: неустойчивость многих химических соединений в условиях земной коры и переход их в более стабильное состояние; ограниченные возможности термодинамических условий в земной коре, строго определенные границей температуры и давления; относительная распространенность химических элементов и их свойства.

Возникновение минералов обусловлено действием физических и химических законов, т.е. основных законов природы. Соединения же, которые рождаются в лабораторных и заводских установках и имеют состав, аналогичный природным, называют обычно искусственными камнями.

Трудно оценить значение минералов в практической деятельности человека, поскольку очень большое их число применяется в различных отраслях промышленности.

Условия образования минералов. «Князь ботаников» Карл Линней писал: «Минералы растут, растения растут и живут, животные растут, живут и чувствуют». Да, это так. Строга научная классификация. Но трудно согласиться называть минералы не живыми. Они зарождаются, формируются, изменяются и исчезают. У каждого минерала своя биография. Что же создает биографию минералов? Чтобы ответить на этот вопрос, надо знать процессы образования минералов.

Минералы возникают при геохимических реакциях, сопровождающих геологические процессы. Каковы же эти процессы, приводящие к образованию минералов? Другими словами, каковы основные процессы минералообразования в земной коре? Процессы и условия образования минералов чрезвычайно разнообразны, но их можно объединить в две большие группы: эндогенные процессы минералообразования и экзогенные процессы минералообразования.

Эндогенные процессы минералообразования происходят в недрах земной коры, для которых характерны большие давления и высокие температуры. В данных условиях минералы образуются следующим образом.

1) При кристаллизации магматических расплавов. Таково происхождение магматических минералов. Различают процессы минералообразования при кристаллизации основной массы магматического расплава и при

кристаллизации остаточного магматического расплава, пересыщенного

газообразными ле­тучими компонентами. Этим стадиям кристаллизации

соответствуют собственно магматические минералы и минералы пегматитового процесса. В последнем случае возникают крупнокристаллические выделения какого-либо минерала, например, полевого шпата, в ряде случаев проросшие одинаково (правильно) ориентированными кристаллами другого, например, кварца, как это имеет место в пегматитах.

1) Путем возгона магматических газов. Процессы минералообразования из летучих компонентов принято называть пневматолитовыми (от греч. «пневматос» — пар, дыхание, «лисис» — распад). К пневматолитовым относят и те минералы, которые возникают при воздействии магматических газов на окружающие породы. В этом случае часто происходит замещение (метасоматоз) одних минералов другими, сопровождающееся изменением химического состава. Минералы такого происхождения называются пневматолит-метасоматическими.

Минералообразование, происходящее путем выпадания минерального вещества из горячих водных растворов, появляющихся при снижении магматических паров, называются гидротермальными.

В природе пневматолитовый и гидротермальный процессы минералообразования часто протекают одновременно. На этом основании выделяют пневматолит-гидротермальные процессы минералообразования.

Пневматолитовые, гидротермальные и пневматолит-гидротермальные процессы минералообразования обычно объединяют в группу постмагматических.

2) За счет перекристаллизации горных пород в твердом состоянии под влиянием высоких температур и давлений, а также летучих выделений магматических масс. В данном случае речь идет о процессах минералообразования при метаморфизме горных пород — регионально- и контактно-метаморфическом.

Экзогенные процессы проявляются вблизи земной поверхности в условиях невысокой температуры и незначительного атмосферного

давления. Сущность этих процессов в том, что обнажающиеся на поверхности, а также залегающие на небольших глубинах породы, руды и отдельные минералы подвергаются разрушению — «выветриванию» — под воздействием экзогенных (внешних) факторов. К последним относятся: суточные и годовые колебания температуры, воздействие атмосферных и подземных вод, особенно содержащих кислород, углекислоту, SO₂, H₂S, оксиды азота и других веществ, а также низших организмов, растений и, наконец, человека, в результате деятельности которого существенно изменяется поверхность Земли. Другими словами, минералообразование происходит в результате взаимодействия факторов атмо-, гидро- и биосферы на верхнюю границу литосферы, на уже имевшиеся минералы. Поэтому вновь образующиеся вторичные минералы называются гипергенными («заново образовавшимися»).

В зависимости от состава исходных минералов и характера их изменения различают несколько типов относящихся сюда процессов.

Первоначальное изменение проявляется в виде физического (механического) разрушения горных пород, Последние растрескиваются, рассыпаются на составляющие их минералы, которые переносятся атмосферными водами и реками. Легкие минералы уносятся, а более прочные и тяжелые, скапливаясь, образуют россыпи золота, алмаза, платины, циркона, граната, касситерита, шеелита, монацита и др.

Большинство породообразующих минералов — полевые шпаты, роговые обманки и другие подвергаются химическому разрушению и растворению. Эти растворы, в конце концов, попадают в моря и замкнутые бассейны.

В районах с засушливым климатом происходит осаждение ряда солей из вод этих бассейнов и образуются месторождения мирабилита, галита, гипса, ангидрида и других «солеобразных» минералов, число которых достигает нескольких десятков.

Важное промышленное значение имеют коллоидальные химические осадки — морские и озерные, образующие иногда крупнейшие

месторождения железных, марганцевых руд, фосфоритов и др.

Особую группу составляют биохимические осадки, образующиеся в результате жизнедеятельности организмов. Сюда относятся каустобиолиты (горючие ископаемые: торф, угли, нефти, горючие газы), известняки, мел и другие образования, состоящие из органических остатков, а также самородная сера, некоторые бурые железняки, кальциты и другие минералы, выделившиеся в результате жизнедеятельности микроорганизмов, в частности, специальных видов бактерий и водорослей. Следует отметить, что эти процессы изучены недостаточно.

Названия минералов. Многие названия дошли до нас со времен глубокой древности. Они давались горняками, алхимиками, также минералогами прошлых веков, как правило, на древнегреческом и латинском языках. Поэтому многие названия оканчиваются на «дин» или «ит», например, александрит, альмандин.

Названия давались по ряду признаков.

1. Географическому. Например, мусковит — от старинного итальянского названия Московского государства, экспортировавшего эту слюду в середине XVI в. в Европу для «застекления» окон; ильменит — от Ильменских гор Южного Урала. Нерациональность этих названий очевидна, так как минералы с аналогичным географическими названиями встречаются во многих местах России и в других странах.

2 В честь ученых и великих людей: гетит — в честь Гете; вернадит — академика В. Вернадского; ферсманит и ферсмит — академика А. Ферсмана; ершовит — профессора В. Ершова, основоположника горно-промышленной геологии и т.д.

3 По физическим признакам: гематит имеет кроваво-красную черту — «гематикос» (по-греч. кровь); ортоклаз — «прямораскалывающийся».

4 По содержанию химических элементов (танталит и др.)

5 По случайным признакам. Например, некоторые названия отмечали неудачи исследовавших их ученых: эшинит — от «эсхинос» (стыд), так как вследствие

сложности его состава долго не удавалось установить все присутствующие в нем редкие элементы. Названия фенакит, апатит, сфалерит — «обманщик» даны нескольким минералам, настолько похожим на другие, что они различаются с трудом. В некоторых названиях отразились старые поверья об их якобы магических, целебных свойствах: нефрит — против болезни почек, аметист — против пьянства и т.д.

Немало имеется и «лишних» названий — синонимов, возникших благодаря тому, что и один и тот же минерал в различных местностях был назван по-разному. Особенно распространены синонимы среди сульфидов: например, сурьмяной блеск имеет еще названия антимонит и стибнит.

Тема 4.2.

АГАТ

Происхождение названия этого минерала обычно связывают с рекой Ахатес в Сицилии, где издавна находили агат. Минерал представляет собой слоистую форму халцедона (скрытокристаллической окиси кремния). Агаты обычно встречаются в виде желваков округлой формы с концентрической или плоскопараллельной слоистостью. Агаты образуются в условиях низких температур (100—150°) из поствулканических водных растворов в полостях эффузивных горных пород. Среди дилетантов распространено мнение о существовании черного агата. Это заблуждение, так как агат не может быть одноцветным. Обычно полосы агата представляют собой чередующиеся светлые (непрозрачные) и темные (полупрозрачные) слои, расположенные более или менее часто, иногда до 600 штук на 1 мм. Если светлые полосы чисто-белого цвета, то такой агат называется ониксом.

Технические разновидности агата применяются для изготовления подпятников, цапф, ступок и шаровых мельниц для фармацевтической промышленности. Красивые агаты — поделочные камни. На фотографии — розовый агат.

 

АЗУРИТ

Минерал образует хрупкие таблитчатые и короткопризматические кристаллы ярко-синего цвета со стеклянным блеском.

Азурит образуется в зонах окисления медных сульфидных руд, часто сопутствует малахиту. Азурит может быть использован как медная руда, но образцы с хорошими кристаллами гораздо более ценны в естественном виде для декоративного оформления интерьеров. Из-за низкой твердости и малых размеров кристаллы азурита не применяются в производстве ювелирных украшений.

 

 

 

АЛЬМАНДИН

В русский язык название: камня, сильно изменившись, пришло из местности Алабанда в Малой Азии.

Альмандин — минерал из группы гранатов. Основу структуры минералов этой группы составляют изолированные кремнекислородные тетраэдры, соединенные между собой двух- и трехвалентными катионами. В зависимости от элементов, занимающих места катионов, выделяются разновидности гранатов. Альмандин содержит катионы железа и алюминия. Чаще всего альмандины встречаются в кристаллических сланцах, богатых окисью алюминия.

В ювелирной практике ценится прозрачный альмандин красного глубокого и чистого цвета, иногда с розовым или фиолетовым оттенком Красные гранаты, в том числе и альмандин, любимы и ценимы издавна.

Применение гранатов в технике основано на сравнительно высокой твердости (абразивы) и на ферромагнитных свойствах железосодержащих разновидностей.

 

 

БИРЮЗА

Название этого популярного драгоценного камня произошло от персидского слова «фируза» — победа.

Месторождения бирюзы обычно связаны с поверхностным разложением горных пород, содержащих рассеянные сульфиды меди и фосфор, а также богатых глиноземом (окись алюминия) и свободным кремнеземом (окись кремния).

Бирюза была известна еще ацтекам и древним египтянам; особым почетом она пользовалась на мусульманском Востоке.

Бирюза представляет собой не очень стойкое соединение (водный основной фосфат меди и алюминия); она со временем теряет свой небесно-голубой цвет, чему способствует воздействие на нее ароматических масел, мыльной пены, света, температуры и атмосферной углекислоты.

 

 

ВИВИАНИТ

Назван минерал в честь первооткрывателя — английского минералога Дж. Г. Вивиани. Вивианит — фосфат железа, кристаллизующийся с восемью молекулами воды. Кристаллы вивианита игольчатые, бесцветные, зеленоватые или синеватые. При окислении они постепенно темнеют и превращаются в синий порошок. Для образования вивианита достаточно, чтобы в среде без доступа воздуха присутствовали фосфаты, железо и вода. Мелкие голубые комочки уже окислившегося вивианита можно увидеть в торфяниках, в компосте и в супесях речных пойм. Вивианит бурых железняков образует красивые сростки стеклянно-зеленоватых кристаллов на остатках древесины или в раковинах моллюсков и великолепные синие звезды между слоями рыхлой оолитовой руды. Это интересный коллекционный материал.

Применение вивианита в народном хозяйстве довольно прозаично: это фосфорное удобрение и дешевая синяя краска. На фотографии — звездчатый вивианит.

 

 

ИЛЬВАИТ

«Имя» минералу дано по древнеримскому названию острова Эльбы — Ильва, где известны выдающиеся по величине кристаллы ильваита. Минерал встречается на контактах железных руд с известняками.

Ильваит представляет собой силикат, структура которого определяется сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами, соединенными между собой ионами кальция и железа. Свободные связи катионов нейтрализованы кислородом и гидроксилом. Кристаллы ильваита призматические с грубой штриховкой на гранях, непрозрачные, черные, мелкие. Кристалл размером 1—2 см считается крупным; такие кристаллы редки. Ильваит не применяется в промышленности, но за редкость ценится коллекционерами.

 

КАЛЬЦИТ

«Кальцис» — по-греческм — известь. Кальцит (углекислый кальций) — один из наиболее распространенных на земной поверхности минералов. Удивительно разнообразие форм кристаллов кальцита: таблитчатые, призматические, ромбоэдрические, скаленоэдриче-ские, столбчатые; каждая из этих форм может быть усложнена срастанием кристаллов или искажена нарушениями термодинамического режима роста и наличием примесей. Чистый кальцит бесцветен, но примеси могут его окрасить, практически, в любой цвет. Крупные кристаллы кальцита образуются в условиях медленного охлаждения горячих пересыщенных кальцием растворов в трещинах известняков и базальтовых лав. Прозрачные монокристаллы кальцита, именуемые исландским шпатом, обладают удивительным свойством расщеплять свет на два луча. Рассматривая сквозь кристалл исландского шпата какой-либо предмет, мы видим его раздвоенное изображение. Кальцит широко используется в производстве цемента (мергели), строительстве (известняки), в облицовке зданий и метро (известняки и мраморы) и т. д. Прозрачные монокристаллы, кальциты (исландский шпат) — ценнейшее оптическое сырье. На фотографии — кальциты.

 

КВАРЦ

Название минерала, возможно, происходит от немецкого «кверерц» — так в старину называли кварцевые жилы, либо от слова «кварди», что значит «твердый» на древнем языке западных славян.

Кварц представляет собой окись кремния. Он известен в нескольких модификациях, соответствующих условиям его образования и различающихся, прежде всего, цветом: морион — черный кварц, раухтопаз — дымчатый, аметист — фиолетовый, цитрин — желтый, горный хрусталь — прозрачный кварц.

Кристаллы кварца обычно имеют вид шестигранных призм, увенчанных пирамидами. Кварц применяется в оптике, радиотехнике, акустике, стекольной и многих других областях промышленности. Прозрачные его разновидности — ценное сырье для ювелирных изделий.

В последние десятилетия кварц также выращивается в лабораторных и заводских условиях. При этом получаются кристаллы исключительной чистоты и заданной окраски. Гамма окрасок искусственно выращиваемых кристаллов гораздо богаче, чем у природных. В ней есть даже голубой и синий цвета, несвойственные природному кварцу. На фотографии — друза горного хрусталя.

 

 

 

КИАНИТ

Название минерала происходит от греческого слова «кианос» — синий. Другое название — дистен — от слов «ди» — двойной, двоякий и «стенос» — сила, сопротивление. Твердость минерала в различных направлениях различна.

Кианит встречается в виде пластинчатых кристаллов, сноповидных и радиально-лучистых агрегатов в кристаллических сланцах -с гранатом и ставролитом, обладает высокой химической инертностью и огнеустойчивостью, в связи с чем применяется в соответствующих производствах.

Красивый синий или голубой цвет кристаллов кианита и перламутровый блеск на гранях позволяют отнести его (несмотря на трудности обработки) к разряду декоративных камней.

 

КОРУНД

На санскритском языке минерал назывался «корвинда», отсюда и происходит русское его наименование — корунд.

По химическому составу минерал представляет собой окись алюминия, отличающийся от глинозема особенностями упаковки атомов в кристаллической решетке. Корунд — не редкий минерал, но выдающиеся по чистоте, прозрачности и яркости окраски крупные экземпляры природного корунда редки и дороги. Ярко-красные корунды — рубины иногда ценятся дороже алмаза. Корунды всех других расцветок (синие, голубые, розовые, желтые, фиолетовые и зеленые) именуются сапфирами, хотя, строго говоря, сапфиром следовало бы называть только синие и голубые корунды (латинское «сапфирес» означает — синий).

Корунд отличается очень высокой твердостью, чем и определяется его применение в технике. Камни для часовых механизмов, подшипники, абразивные порошки и диски. фильеры для протяжки искусственных волокон и проволоки — таков неполный перечень областей его применения. Бездефектные, выращенные в искусственных условиях крупные монокристаллы корунда применяются в квантовых генераторах.

Несмотря на то, что корунды любых расцветок теперь выращиваются промышленным способом, природный минерал не перестал быть драгоценным камнем, а образцы цветных корундов по-прежнему занимают почетные места в коллекциях и музеях. На фотографии — рубины в слюдистом сланце.

 

КРИПТОМЕЛАН

Название минерала происходит от греческих слов «криптос» —скрытый, тайный и «мела-нос» — черный. Таким образом, в названии минерала отражены основные его свойства; скрытокристаллическое строение и черный цвет.

Криптомелан образуется из горячих растворов, при их остывании вблизи от земной поверхности, и в зонах окисления марганцевых руд, являясь и сам рудой марганца. Химический состав криптомелана непостоянен. Минерал представляет собой смесь различных окислов марганца, содержащих калий, а иногда еще и медь, цинк, кобальт, никель, барий и натрий.

В природе криптомелан обычно образует почковидные натечные образования. Минерал тяжелый и сравнительно твердый.

Полированная поверхность камня обладает красивым металлическим блеском. Однородные, бездефектные разновидности применяются в бижутерии

 

 

ЛЕПИДОЛИТ

В названии минерала — корни греческих слов «лепис» — чешуя и «литое» — камень. Лепидолит— это литиевая слюда. Как и у всех слюд, в строении ее участвуют плоские, прочно связанные между собой в бесконечный лист кольца. Таким строением объясняется способность слюд расщепляться на тончайшие листочки.

Лепидолит встречается в виде чешуйчатых агрегатов розоватого и сиреневого цветов с перламутровым блеском или в виде мелкозернистых плотных масс. Промышленные скопления лепидолита обычно связаны с грейзенами (измененными гранитами), а более или менее декоративные чешуйчатые агрегаты кристаллов образуются вместе с розовым турмалином из легкого расплава, оставшегося после кристаллизации породообразующих минералов.

Лепидолит — одна из главных руд лития — металла, применяемого во многих областях техники.

 

МАГНЕТИТ

Название минерала связано либо с местностью Магнезия в Македонии, либо с именем легендарного пастуха Магнуса, впервые нашедшего камень, притягивавший к себе железный наконечник его посоха.

Магнетит— окисел железа. В природе встречаются разновидности магнетита, содержащие вместо части трехвалентного железа титан и ванадий. Облик кристаллов магнетита обычно октаэдрический; кристаллы непрозрачные, черные или серые с сильным металлическим блеском. Минерал магнитен. При нагревании до 580° (красное каление) магнитные свойства исчезают, но при охлаждении восстанавливаются. Крупные залежи магнетита связаны обычно с магматическими и метаморфическими горными породами. Магнетит содержит до 72% железа, кроме того — титан и ванадий, что увеличивает ценность магнетита как руды.

 

МАЛАХИТ

Название происходит от греческого слова «маляхэ» — мальва и дано минералу за сходство фестончатого рисунка на срезе малахита с формой листа этого растения. Малахит— широкораспространенный минерал— основной карбонат меди. Малахит образуется в зонах окисления медно-сульфидных месторождений на контактах с известняками и представляет собой радиально-лучистые сростки волокнистых кристаллов или землистую массу. Наиболее известен и ценен малахит в виде натечных почковидных образований с зональной полосчатостью. Малахит— издавна любимый в России поделочный камень.

 

 

ОПАЛ

Происхождение названия минерала до конца неясно. Пожалуй, оно происходит от латинского слова «опалус», что значит драгоценный камень.

Опал представляет собой твердый гидрогель кремнезема. Содержание воды в минерале непостоянно, оно незначительно меняется в зависимости от влажности окружающей среды Со временем опал обезвоживается, превращаясь в халцедон. С древних времен известны драгоценные разновидности опала, обладающие удивительным свечением отдельных участков внутри камня. При покачивании образца свечение перемещается, иногда исчезает, иногда меняет окраску, иногда возникает в новом месте в невидимых, но реально существующих в теле камня структурах. На фотографии — опалы.

 

ПИРИТ

Мало кто сомневается, что название минерала произошло от греческого «пир» — огонь. Может быть, минерал назван так за свойство давать при ударе искры, а может быть — за яркий блеск.

Пирит— распространенный минерал, образующийся вместе с другими сульфидами из горячих пересыщенных серой растворов или в сероводородной среде донных осадков, где центрами зарождения пиритовых кристалликов служат остатки растений и животных.

Пирит — это сульфид железа, часто встречающийся в виде непрозрачных бронзово- или соломенно-желтых кристаллов с сильным металлическим блеском. Минерал твердый и тяжелый.

В технике пирит применяется для получения серной кислоты. Остающиеся после обжига огарки могут быть использованы для получения технических красок или железа с попутным извлечением часто содержащихся в пирите меди, цинка, золота и селена. Крупные кристаллы пирита, лишенные трещин и каверн, пригодны для производства ювелирных украшений. Кристаллы, друзы, корочки пирита необыкновенно эффектны и представляют собой желанный материал для коллекционеров. На фотографии — пиритовая  друза.

 

РЕАЛЬГАР

Название минерала происходит от арабских слов «райаль-гхар» — рудничная пыль. Минерал представляет собой сульфид мышьяка. Его призматические кристаллы красивого оранжево-красного цвета никогда не встречаются на поверхности, так как под действием солнечного света распадается кристаллическая структура реальгара. Реальгар образуется вместе с другими сульфидами, выпадая из горячих растворов при их остывании на пути из глубин земной поверхности.

Применяется реальгар вместе с аурипигментом, которому он сопутствует, в качестве руды мышьяка, а также в пиротехнике, красильном деле и стекольном производстве. Яркая расцветка реальгара и сильный блеск обеспечивают этому минералу почетное место в любой минералогической коллекции. Следует помнить, что реальгар, как и все соединения мышьяка, ядовит. На фотографии — реальгар и аурипигмент.

 

СЕРА

Самородный элемент сера образует в природе, наряду с землистыми агрегатами и желваками, красивые, крупные, прозрачные кристаллы. Цвет кристаллов от соломенно-желтого до серого и черного (из-за примесей).

Сера образуется при поверхностном разложении сульфидов, восстановлении гипса углеводородами и при вулканической деятельности.

В отличие от многих других веществ, образующих кристаллы, сера имеет молекулярное строение. Молекула состоит из восьми атомов, плотно уложенных в почти плоское кольцо. Этим объясняется различие твердости, оптических свойств и коэффициента теплового расширения по разным направлениям. Молекулы электронейтральны и соединяются между собой исключительно силами молекулярных связей, что объясняет малую твердость и легкоплавкость этого минерала.

Сера широко применяется в химической, бумажной и резиновой промышленностях, пиротехнике и сельском хозяйстве. На фотографии — кристаллы серы с гипсом.

 

СТАВРОЛИТ

Название происходит от греческих слов «ставрос» — крест и «литое» — камень; оно дано минералу за часто встречающуюся крестообразную форму двойниковых сростков. Кристаллы стазролита обычно коричневые, красновато-бурые и буровато-черные; как правило, они загрязнены многочисленными включениями других минералов, так как образуются в глинистых и слюдистых сланцах при высоких давлениях и температуре. Ставролит — силикат, обладает высокой твердостью, устойчив по отношению к кислотам. На фотографии — крестообразный двойник ставролита в слюдистом сланце.

 

 

СФАЛЕРИТ

Название минерала происходит от слова «сфалерос»— по-гречески — обманчивый. Он образует множестве морфологических и цветовых разновидностей в зависимости от условий кристаллизации, наличия и характера примесей.

Сфалерит — это сульфид цинка. Цвет минерала — от черного до бесцветного, известны зеленоватые, желтые и красные разновидности, полупрозрачные и прозрачные, причем коэффициент преломления света у сфалерита олизок к алмазному. Сфалерит обладает способностью электризоваться, давать свечение при трении и раскалывании, при нагревании, а в тонких порошках — при облучении, чем обусловлено применение его для покрытий флюоресцирующих экранов. Сфалерит— главная руда цинка, из которого попутно извлекаются ценные примеси: кадмий, галлий, германий, индий. Промышленные скопления сфалерита образуются в местах охлаждения горячих сульфидных вод, из которых сфалерит выпадает в осадок вместе со своим постоянным спутником— галенитом — сульфидом свинца. В незаполненных пустотах таких жил образуются удивительные по красоте друзы сфалерита с галенитом и кальцитом.

 

 

ТУРМАЛИН

Название минерала происходит от сингалезского «турмали»; так назывались драгоценные камни, привезенные в 1703 году с Цейлона в Голландию.

Турмалин — минерал с очень сложной структурой и переменным химическим составом. Сложное внутреннее строение турмалина внешне отражено в большом многообразии кристаллографических форм и расцветок.

Турмалин бывает розового, красного, малинового, зеленого и синего цветов, а также бесцветный и черный.

Кристаллы турмалина, обычно призматические и столбчатые, часто образуют веерообразные и звездчатые сростки — турмалиновые солнца.

Турмалин обладает способностью при трении, давлении и нагревании электризоваться, на чем основано его применение в технике. Однако больше он известен как самоцветный камень.

Ювелирный турмалин чаще всего образуется из магматического расплава, обогащенного литием, бором и фтором.

На фотографии — розовый турмалин в породе.

 

ФЛЮОРИТ

Название минерала происходит от латинского слова «флюотикум» — плавящийся. По-русски флюорит еще называется плавиковым шпатом, его применяют как флюс в металлургии.

Минерал, представляющий собой фторид кальция, широко распространен в земной коре. Образуется флюорит чаще всего в гидротермальных условиях. Октаэдрические или кубические кристаллы прозрачны, разнообразной окраски; радиально-лучистые и слоистые агрегаты с красивыми ярко окрашенными зонами.

За способность прозрачных и бесцветных кристаллов пропускать ультрафиолетовые и инфракрасные лучи флюорит применяется в специальной оптике.

Благодаря богатству и чистоте окрасок, прозрачности и легкости обработки флюорита, из него прежде часто делали фальшивые драгоценности, имитирующие твердые самоцветы: изумруды, аметисты, бериллы, аквамарины, цирконы. На первый взгляд подделки очень удачны, но низкая твердость сразу же выдает флюорит (он легко царапается стеклом). Низкая твердость и обычная для флюорита трещиноватость сильно ограничивают применение флюорита в качестве поделочного камня. На фотографии — кристаллы флюорита.

 

ХРИЗОКОЛЛА

Название минерала происходит от греческих слов «хризос» — золото и «колла» — клей. В древности хризоколла применялась для паяния золотых изделий.

Минерал образуется в зонах окисления медных месторождений в условиях засушливого климата, иногда встречается вместе с малахитом. Минерал представляет собой коллоидный водный силикат меди, и образует скрытокристаллические натечные, почковидные и землистые агрегаты. Цвет хризоколлы голубой,синий, зеленый или грязный до черного. Иногда минерал имеет сходство с бирюзой. Хризоколла используется как медная руда и как материал для ювелирных украшений.

 

 

 

ЯНТАРЬ

Всем известно, что янтарь— это самоцвет Прибалтики. Слово «янтарь» пришло в русский язык из литовского. «Гинтарас» — так называют янтарь в Литве. Янтарь — ископаемая смола хвойных деревьев несложного химического состава. Возраст прибалтийского янтаря от 30 до 40 миллионов лет.

Янтарь со времен неолита применяется для украшений. О нем упоминается в письменах X века до н. э. и в греческой мифологии. В эпоху Римской империи янтарь был особенно моден и по ценности приравнивался даже к золоту.

Всемирно известные месторождения янтаря находятся на Балтийском побережье, но в ряде мест СССР известны скопления янтареподобных смол, отличающихся от прибалтийского янтаря тем, что не содержат янтарной кислоты.

В морских россыпях на Сахалине можно встретить янтарь красивого чайного цвета, представляющий несомненный интерес для коллекционеров, а возможно, и для ювелиров. На фотографиях —янтарь прибалтийский и янтареподобная смола с Сахалина.

 

Раздел 5. Петрография

Тема  5.1

Образование горных пород их структура и текстура

Строение горных пород объединяет строение минерального скелета, порового пространства и характер структурных связей между составляющими породы.

Строение минерального скелета г.п. характеризуется структурой и текстурой.

Под структурой понимается совокупность признаков г.п., обусловленная степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами, формой, взаимным расположением и способами сочетания минеральных составляющих. Морфологическими единицами структуры являются минеральные зёрна, обломочный (классический) материал, нераскристаллизованное стекло и т.д.

По степени кристалличности (в магматических породах) различают структуры полно- и неполнокристаллические. По относительным размерам зёрен выделяют структуры равномернозернистые, если слагающие породу зёрна обладают приблизительно одинаковыми размерами, и неравномернозернистые. По абсолютному размеру минеральных зёрен можно выделить структуры крупно-, средне- и мелкозернистые.

Различают идиморфные, т.е. правильно огранённые зёрна минералов, имеющие характерные для них кристаллографические очертания, гипидиоморфные (частично идиоморфные зёрна) и ксеноморфные минеральные зёрна неправильных очертаний, форма которых определяется гранями соседних кристаллов.

Текстура определяется ориентировкой, относительным расположением и способом выполнения пространства минеральными массами породы, характеризующими степень её однородности и сплошности. Морфологическими единицами текстурами являются сочетания минеральных зёрен (минеральные агрегаты).

В зависимости от характера расположения минеральных агрегатов , а также степени равномерности их распределения могут быть выделены текстуры однородные и неоднородные, последние разделяют на слоистые, сланцевые, полосчатые, прожилковые, пятнистые и др. В зависимости от плотности упаковки минеральных зёрен в объёме породы рассматривают текстуры плотные, или массивные, пористые, пузырчатые и др. Количественно этот показатель текстуры может быть охарактеризован величинами пористости, коэффициентами пористости и плотности горной породы. Строение порового пространства определяется морфологическими особенностями пустот (пор), т.е. их размерами, формой и пространственными взаимоотношениями. По времени образования выделяют первичную пустотность, возникающую в процессе формирования самой горной породы ( например межзерновая и межминеральная пористость, наблюдаемая в большинстве г.п.), и вторичную, образовавшуюся при вторичном изменении пород или в случае тектонических деформаций (трещиноватость, пустотность выщелачивания и др.).

Размер пустот характеризуется диаметром пор и величиной раскрытия трещин. В соответствии с этим выделяют мегапоры (полости), объём которых может достигать несколько кубисеских метров, макропоры диаметром более 0,1 мм и микропоры диаметром менее 0,1 мм. Среди последних выделяют капиллярные (0,002-0,1мм) и субкапиллярные (менее 0002 мм) поры. По степени раскрытости различают трещины сверхкапиллярные (величина раскрытости более 0,25мм), капиллярные (0,001-0,25мм) и субкапиллярные (менее 0,001 мм).

Поры могут быть закрытыми, если они не сообщаются друг с другом и с внешней средой, и открытыми, если такая связь имеется. Пустотность г.п. может с течением времени увеличиваться, уменьшаться или сохраняться без изменения.

Ещё одной важной характеристикой г.п., изучаемой обычно в естественных (полевых) условиях, является форма их залегания. Под формами залегания г.п. понимаются формы геологических тел, образуемых ими в земной коре. Геологические тела, сложенные горными породами и их комплексами, являются месторождениями полезных ископаемых или вмещающей их средой. Формы залегания существенно влияют на характер и интенсивность физических процессов, протекающих в природном или нарушенном горными работами массиве горных пород.

Формы залегания г.п. делятся на первичные (ненарушенные), образовавшиеся одновременно с формированием самой породы, и вторичные (нарушенные), возникшие в результате дислокаций первичных форм.

В земной коре г.п., как и минералы, образуют определённые сообщества друг с другом, называемые геологическими формациями.

 

Тема 5.2

Основные породы.

Для основных пород характерна темная окраска. В интрузивных породах важную роль играют темноцветные минералы – пироксены, основные плагиоклазы (лабрадор), могут присутствовать оливин и роговая обманка.

Габбро – интрузивная глубинная порода. Окраска темно-серая до черной; изменённые разности светло-серые с зеленоватым оттенком. Структура полнокристаллическая мелко-, средне- и крупнозернистая, иногда порфировидная. Текстура массивная. Главные минералы – основные плагиоклазы (50%). Акцессорные минералы – магнетит, оливин, пирротин, хромит. Разновидность габбро, состоящая почти целиком из плагиоклаза – лабрадора, называется лабродоритом. Диагностика. Темная окраска; в составе породы отмечается ассоциация плагиоклаза и пироксена или роговой обманки при отсутствии кварца и ортоклаза. От диорита отличается более высоким (30-50%) содержанием темноцветных минералов, преимущественно пироксенов. Практическое значение – облицовочный материал, вмещающая порода медно - никелевых и хромитовых руд.       

Диабаз – жильная порода. Окраска темно-серая, темно-зелёная. Структура тонкозернистая, порфировая. Текстура массивная. Неровный излом, нередко концентрические скорлуповатые формы выветривания. Минеральный состав соответствует минеральному составу габбро, в случае порфированого строения содержит мелкие удлиненные зёрна полевых шпатов белого цвета с правильными очертаниями в тонкозернистой массе. Практическое значение – строительный материал, каменное литьё.

Базальт – эффузивная кайнотипная порода, излившийся аналог габбро. Окраска неизменённых разностей тёмно-серая, почти чёрная. Структура порфировая, афонитовая, основная масса однородная, скрытокристаллическая и стекловатая. Текстура массивная, реже – пористая, пузырчатая. Вещественный состав: основная масса – нераскристализованное вулканическое стекло чёрного цвета с матовым блеском и смесь микроскопических элементов основного плагиоклаза, пироксена и роговой обманки; вкрапленники – чёрный пироксен, иногда – тёмно-зелёный оливин, роговая обманка и плагиоклаз. Диагностика. Отдельность – столбчатая, подушечная; чёрная окраска, прочность и вязкость породы. Минералы вкрапленников только темноцветные. Практическое значение – строительный, кислотоупорный и изоляционный материал, каменное литьё. С базальтами (траппами) связан ряд промышленных типов месторождений оптического исландского шпата, железных руд, графита, медно–сульфидных руд, а также камнесамоцветного сырья – агатов, опалов, сердоликов.

Ультраосновные породы.

Все ультраосновные породы имеют большую плотность (около 3,25 г/см3), обусловленную их минералогическим составом, для которого характерно отсутствие полевых шпатов и наличие темноцветных, богатых железом минералов.

Дунит – интрузивная глубинная порода. Окраска темно-зелёная, почти черная; при наличии серпентина – желтовато-зеленая. Структура полнокристаллическая, мелко- и среднезернистая. Текстура массивная. Главный минерал – оливин (90%). Акцессорные – хромит, магнетит, вторичные – пироксены. Диагностика. Тёмная окраска, отсутствие в составе полевого шпата и кварца, высокая плотность. Главный минерал – оливин. Практическое значение – огнеупорный материал, вмещающая порода хромитовых, титаномагнетитовых и платиновых руд.

Пироксенит – интрузивная глубинная порода. Окраска черная с зеленовато-серым или бурым оттенком. Структура полнокристаллическая, средне- или крупнозернистая. Текстура массивная. Главные минералы – пироксены (90-100%), оливин (0-10%). Диагностика. Тёмная окраска, отсутствие в составе полевого шпата и кварца, высокая плотность. Главный минерал – пироксен. Практическое значение – строительный, облицовочный материал, вмещающая порода медно-никелевых, титаномагнетитовых, платиновых и асбестовых руд.

Гориблендит – интрузивная глубинная порода. Окраска, текстура и структура аналогичны пироксениту. Диагностика. Темная окраска, отсутствие в составе полевого шпата и кварца, высокая плотность. Главный минерал – роговая обманка. Практическое значение см. пироксенит.

Перидотит – интрузивная глубинная порода. Окраска - от темно-серой, темно-бурой до черной. Структура полнокристаллическая, мелко-, среднезернистая, реже – крупнозернистая. Текстура массивная. Главные минералы – оливин, акцессорные – хромит, магнетит. Вторичные – серпентин, хлорит, тальк, эпидот, кальцит. Диагностика. Темная окраска, отсутствие в составе полевого шпата и кварца, высокая плотность. Главные минералы – оливин (30-70%), пироксен или роговая обманка. Практическое значение – см. пироксенит.

Щелочные породы.

Щелочные интрузивные породы внешне похожи на средние, но содержат нефелин. Нефелин легко можно спутать с кварцем, поэтому следует помнить, что кварц и нефелин в породах никогда не встречаются вместе. Эффузивные и жильные щелочные породы очень редки.

Нифелиновый сиенит – интрузивная глубинная порода. Окраска светлая, светло-серая, с зеленоватым или красновато-жёлтым оттенком, а на выветрелой поверхности – с голубоватым оттенком. Структура полнокристаллическая, средне-, реже крупнозернистая. Текстура массивная. Главные минералы – калиевые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин) – 6-70%, нефелин – 20%, тёмноцветные минералы – преимущественно щелочные пироксены и амфиболы, иногда железистый биотит – 10%. Диагностика. Светлая окраска, ассоциация полевых шпатов и нефелина, отсутствие кварца. Практическое значение – руда на алюминий, сырьё для стекольной промышленности, вмещающая порода апатитовых, графитовых, редкометальных руд.

 

Тема 5.3

Осадочные горные породы

     Осадочные горные породы образуются в поверхностной части земной коры. Исходными материалами при формировании толщ осадочных пород являются ранее существовавшие магматические, метаморфические и осадочные породы, подвергшиеся процессам разрушения и переотложения. Возникший при разрушении материал переносится, по пути сортируется по величине обломков и плотности частиц, растворяется и откладывается во впадинах на поверхности Земли.

Образовавшиеся рыхлые осадки постепенно подвергаются процессу диагенеза — уплотнению, обезвоживанию, цементации и превращаются в осадочные горные породы.

Осадочные породы слагают слоистую оболочку земной коры. Мощность этой оболочки меняется от двух — трех десятков километров до нескольких десятков метров. В областях щитов она отсутствует. Маломощная осадочная толща и в глубоководных частях Мирового океана. Наибольшая мощность осадочной толщи наблюдается в пределах горно-складчатых сооружений. Среди осадочных пород наиболее распространены глинистые, песчаные и карбонатные. Считают, что эти три вида пород составляют 95—99 % всей массы осадочных пород. По подсчетам некоторых ученых соотношение глинистых, песчаных и карбонатных пород равно 5 : 3 : 2. В процессе гео­логической истории суммарная масса осадочных пород возрастает и в настоящее время примерно составляет 4,1 % объема земной коры.

Обломочные породы

Валуны — грубообломочная (псефитовая) несцементированная порода. Состоит из окатанных обломков размером более 200 мм. По размеру обломков валуны подразделяются на крупные (более 300 мм), средние (300—400 мм) и мелкие (400—200 мм). Вещественный состав валунов целиком зависит от состава первичных горных пород. (Описание приведено для пород, изучаемых студентами горных специальностей).

Песок — среднеобломочная (псаммитовая) несцементированная порода. Состоит из обломочных зерен размером от 2 до 0,1 мм. В зависимости от величины обломков пески подразделяются на грубо (2—1 мм)-, крупно (1—0,5 мм)-, средне (0,5— 0,25 мм)- и мелкозернистые (0,25—0,1 мм). Минеральный состав песков очень разнообразен: выделяются олигомиктовые пески (резкое преобладание одного минерала — кварца, полевых шпатов, слюды, глауконита

— среди обломочных зерен); полимиктовые (состоят из зерен разных минералов); аркозовые (по составу преимущественно кварцевые и полевошпатовые); граувакковые (из зерен темноцветных минералов). Окраска зависит от преобладания в составе того или иного минерала, они могут быть белыми, темно-серыми, зелеными, розовыми, бурыми и т.д.

Практическое значение — используются в стекольной промышленности, в производстве цемента, как абразивный и строительный материал.

Алеврит — мелкообломочная рыхлая (несцементированная) порода, состоящая из слабосвязанных между собой зерен размером преимущественно 0,1—0,01 мм. Типичными представителями алевритов являются лёссы. Вещественный состав: глинистые минералы, карбонаты, кварц, полевые шпаты, органогенные остатки. Окраска — светлая, светло-желтая, светло-бурая. Структура пылеватая (алевритовая), текстура массивная, пористая, иногда слоистая.

Практическое значение — строительный материал.

Глыбы — грубообломочная несцементированная порода. В отличие от валунов состоит из неокатанных обломков того же размера.

Галька — грубообломочная несцементированная порода. Состоит из окатанных обломков размером от 200 до 20 мм; по размеру обломков подразделяется на крупную (200—60 мм), среднюю (60—40 мм) и мелкую (40—20 мм) гальку. Вещественный состав разнообразен, зависит от состава материнских горных пород.

Щебень — грубообломочная несцементированная порода. В отличие от гальки обломки неокатанны, угловаты.

Песок — среднеобломочная (псаммитовая) несцементированная порода. Состоит из обломочных зерен размером от 2 до 0,1 мм. В зависимости от величины обломков пески подразделяются на грубо (2—1 мм)-, крупно (1—0,5 мм)-, средне (0,5— 0,25 мм)- и мелкозернистые (0,25—0,1 мм). Минеральный состав песков очень разнообразен: выделяются олигомиктовые пески (резкое преобладание одного минерала — кварца, полевых шпатов, слюды, глауконита — среди обломочных зерен); полимиктовые (состоят из зерен разных

минералов); аркозовые (по составу преимущественно кварцевые и полевошпатовые); граувакковые (из зерен темноцветных минералов). Окраска зависит от преобладания в составе того или иного минерала, они могут быть белыми, темно-серыми, зелеными, розовыми, бурыми и т.д.

Практическое значение — используются в стекольной промышленности, в производстве цемента, как абразивный и строительный материал.

Алеврит — мелкообломочная рыхлая (несцементированная) порода, состоящая из слабосвязанных между собой зерен размером преимущественно 0,1—0,01 мм. Типичными представителями алевритов являются лёссы. Вещественный состав: глинистые минералы, карбонаты, кварц, полевые шпаты, органогенные остатки. Окраска — светлая, светло-желтая, светло-бурая. Структура пылеватая (алевритовая), текстура массивная, пористая, иногда слоистая.

Практическое значение — строительный материал.

Глыбы — грубообломочная несцементированная порода. В отличие от валунов состоит из неокатанных обломков того же размера.

Галька — грубообломочная несцементированная порода. Состоит из окатанных обломков размером от 200 до 20 мм; по размеру обломков подразделяется на крупную (200—60 мм), среднюю (60—40 мм) и мелкую (40—20 мм) гальку. Вещественный состав разнообразен, зависит от состава материнских горных пород.

Щебень — грубообломочная несцементированная порода. В отличие от гальки обломки неокатанны, угловаты.

Гравий — грубообломочная несцементированная порода. Состоит из окатанных обломков размером от 20 до 2 мм. По размерам обломков подразделяется на крупный (20—4 мм) и мелкий (4—2 мм) гравий. Вещественный состав разнообразен, зависит от состава материнских горных пород.

Дресва — грубообломочная несцементированная порода. В отличие от гравия обломки неокатанны, угловаты.

Все несцементированные грубообломочные породы исполь­зуются как

строительный материал.

Конгломерат — грубообломочная сцементированная порода. Состоит из окатанных обломков, скрепленных цементирующим веществом (см. рис. 49)

 

Рис. 49. Конгломерат (учебная коллекция МГГУ

 По размеру обломков конгломераты подразделяются на валунные (200 мм), галечные (200— 20 мм) и гравийные (20—2 мм). Последняя разновидность носит название гравелит. Вещественный состав: состав гальки зависит от состава материнских горных пород; состав цемента — известковый, кремнистый, железистый, фосфатный, глинистый, песчанистый. Окраска неоднородная, обычно пестрая. Структура псефитовая, текстура массивная (плотная) или слоистая.

Диагностика. Отличительным признаком породы является ее текстура, т.е. наличие хорошо окатанных обломков.

Практическое значение — строительный материал, иногда с конгломератами связаны месторождения золота, меди и других металлов.

Брекчия — грубообломочная сцементированная порода (рис. 50).

В отличие от конгломерата состоит из угловатых, неокатанных обломков. По размеру обломков выделяют глыбовые брекчии (200 мм) и собственно брекчии (200—2 мм). Вещественный состав обломков и цемента, их окраска — самые разнообразные. Структура псефитовая; текстура, как правило, массивная, иногда — слоистая.

Диагностика. Отличительным признаком породы является ее текстура, т.е. наличие неокатанных (угловатых) форм обломков.

Рис. 50. Брекчия (учебная коллекция МГГУ)

Практическое значение — строительный материал, иногда для них характерна высокая концентрация фосфора, реже урана и редких земель.

Песчаник — среднеобломочная сцементированная порода, состоящая из обломочных зерен размерам 2—0,1 мм. По размеру обломков песчаники классифицируются аналогично пескам. Вещественный состав: обломочный материал — кварц, полевые шпаты, слюды; цемент — опаловый, гипсовый, глинистый, мергелистый, известковый, халцедоновый. В зависимости от мине­рального состава различают олигомиктовые, полимиктовые, аркозовые, граувакковые, кварцевые, глауконитовые, слюдистые и другие песчаники. Структура псаммитовая, текстура слоистая, реже — массивная.

Диагностика. Мелкообломочный характер, преимущественно высокая крепость — главные отличительные особенности песчаника вообще. Разновидности определяются по минеральному составу обломков и цемента.

Практическое значение — строительный, огнеупорный, абразивный материал. С грубозернистыми песчаниками (кварцевыми, аркозовыми, глауконитовыми) иногда ассоциируют небогатые оксидные и карбонатные марганцевые руды. Суммарное содержание оксидов Мп достигает 10—20 %. Наличие битуминозных песчаников — один из признаков нефтеносности района.

Алевролит — мелкообломочная сцементированная порода, состоящая из

зерен размером 0,1—0,01 мм, скрепленных между собой цементирующим веществам. Вещественный состав: обломки различных минералов (аналогично алевритам), цемент известковый или кремнистый. Окраска от серой, темно-серой до черной. Имеет тонкообломочное плотное строение с занозистым изломом, в отличие от темных глинистых пород — шероховатую на ощупь поверхность. Структура алевритовая, текстура плотная (массивная), слоистая.

Практическое значение — строительный материал.

Глинистые породы

Глина — тонкодисперсная порода, состоящая из частиц размером менее 0,01 мм и содержащая около 30 % частиц размером меньше 0,002 мм. Вещественный состав: глинистые минералы (каолинит, монтмориллонит, гидрослюда), кварц, слюды, оксиды к гидроксиды железа, алюминия, карбонаты, сульфаты, фосфаты, органическое вещество. Большинство глин имеет полиминеральный состав, встречаются также мономинеральные (каолиновые, монтмориллонитовые, бентонитовые) глины. Окраска зависит от примесей: белая, желтая, красная, бурая, серая, черная. В сухом состоянии имеет пелитовую структуру, землистую (порошковатую) текстуру. Во влажном состоянии обладает свойствами липкости, пластичности, набухания, размокания.

Практическое значение — керамическое сырье, основа для производства огнеупорных изделий. Применяется также в целлюлозной, парфюмерно-косметической и других видах промышленности.

Аргиллит — плотная, твердая, камнеподобная порода, образующаяся в результате диагенеза глин. Состоит из частиц размером менее 0,01 мм. Вещественный состав смешанный или гидрослюдистый. Окраска разнообразная — темных тонов до черной. Структура пелитовая. Текстура слоистая. Для аргиллитов характерна остроугольная, тонкоплитчатая отдельность, часто с раковистым изломом. В отличие от алевролитов —

мылкие на ощупь при смачивании водой, не имеют шероховатой по­верхности.

Практическое значение — сырье для изготовления огнеупорных изделий.

Карбонатные породы

Известняк — порода, состоящая, в основном, из кальцита. Примеси — доломит, кремнистое вещество, песчаный и глинистый материал, битумы. Многие известняки состоят из органогенных остатков (раковин и их обломков). Окраска различная, обычно белая, светло-, реже темно-серая и черная вследствие примесей углистого вещества или битума. Структуры кристаллически-зернистые, пелитоморфные, органогенные, детритусовые. Текстуры пористые, массивные, оолитовые. Различают известняки органогенного, хемогенного, а также смешанного происхождения. Отличительная особенность — бурная реакция с соляной кислотой.

Диагностика. Средняя твердость (у большинства разновидностей), неразмокаемость в воде, бурная реакция с НС1 на любом участке породы.

Практическое значение — строительный материал, сырье для производства извести, цемента.

Мел — разновидность известняка смешанного, биохимического происхождения. Микрозернистая, тонкопористая порода, состоящая из мельчайших зерен кальцита и обломков скелетов, моллюсков и водорослей с примесью глинистых минералов или зерен кварца. Структура пелитоморфная, текстура — землистая.

Диагностика — см. известняк.

Практическое значение — см. известняк.

Мергель — порода, состоящая из кальцита и на 30—50 % — из глинистых частиц. Внешне мергель мало отличается от известняка, главным его признаком является реакция с соляной кислотой, после которой по поверхности мергеля остается пятно глинистых частиц. Окраска белая, светло-серая, желтоватая, зеленоватая, буроватая. Структура пелитоморфная, текстура — тонкослоистая. Характерна плитчатая отдельность.

Диагностика. Мергель обычно бурно вскипает под воздействием НС1, но в отличие от других карбонатных пород капля кислоты после реакции оставляет на его поверхности грязное пятно (нерастворимый глинистый остаток).

Практическое значение — сырье для производства цемента.

Доломит — порода, состоящая из минерала того же названия. Примеси: кальцит, магнезит, кварц, халцедон. Окраска желтовато-бурая, иногда серая с желтоватым оттенком, при большом количестве органогенного вещества — от темно-серой до черной. Структура кристаллически-зернистая. Текстура массивная, иногда — пористая, кавернозная. Внешне похож на известняк и отличается от него малой интенсивностью реакции с соляной кислотой (см. описание минерала доломита). Образуется, главным образом, хемогенным путем при выпадении из водных растворов.

Практическое значение — см. доломит.

Кремнистые породы

Диатомит — очень легкая (плотность 0,6—1,0 г/см³) белая или светло-желтая порода, пачкающая руки, легко растирающаяся в тонкий порошок. Имеет органогенное происхождение. Вещественный состав: остатки панцирей диатомовых водорослей, сцементированные опалом. Структура органогенная, пелитоморфная. Текстура пористая, землистая. Внешне схожа с мелом, но в отличие от него не реагирует с соляной кислотой. Легко впитывает влагу, прилипает к языку.

Диагностика — см. опока.

Практическое значение — см. опока.

Трепел — порода, внешне не отличимая от диатомита, но имеющая коллоидно-химическое происхождение. Вещественный состав: микроскопические округлые частицы опала с примесью остатков диатомовых водорослей и кремневых скелетов радиолярий и губок. Окраска белая, светло-серая, желтоватая. Структура пелитоморфная, текстура пористая, плотная. Характерные особенности: низкая плотность (0,6—1,0); легко впитывает воду, в отличие от мела не реагирует с соляной кислотой.

Диагностика — см. опока.

Практическое значение — см. опока.

Яшма — плотная и твердая порода, сложенная скрытокри-сталлическим кварцем или халцедоном. Часто содержит остатки кремнистых скелетов радиолярий. Окраска яркая: красная, красно-бурая, коричневая, фиолетовая, черная, зеленая, иногда полосчатая (рис. 51).

Рис. 51. Яшма (Геологический музей МГГУ им. В.В. Ершова)

Структура скрытокристаллическая. Текстура массивная, полосчатая. Образуется в результате накопления кремнистого вещества вулканического происхождения (из гидротермальных источников на дне водоемов).

Диагностика. Характерна яркая, пестрая окраска, высокая твердость породы.

Практическое значение — поделочный и декоративный камень.

Железистые породы

Бурый железняк — порода, состоящая преимущественно из гидроксидов

железа (лимонита) с глинистым и частично песчаным материалом

Окраска бурая с разнообразными оттенками. Структура скрытокристаллическая, пелитоморфная; текстура — землистая, пористая, оолитовая, слоистая. Образуется хемогенным путем при выпадении гидроксидов железа из водных растворов.

Диагностика — см. лимонит.

Практическое значение — железная руда.

Сидерит — порода, состоящая из минерала того называния. Структура кристаллически-зернистая, пелитоморфная. Текстура массивная.

Диагностика — см. сидерит.

Практическое значение — железная руда.

Глиноземистые породы

Боксит — порода, представляющая собой агрегатную смесь гидроксидов алюминия, глинистых минералов, хлорита, сидерита, оксидов и гидроксидов железа и др. (см. рис. 53)

Рис. 53 Оолиты каменистого боксита (фото В.В. Фромма)

Окраска красная, коричневая, серая до белой. Структура пелитоморфная, текстура — оолитовая плотная.

Диагностика — см. оксиды и гидроксиды алюминия.

Практическое значение — главный источник получения алюминия.

Марганцевые породы

Состоят преимущественно из смеси минералов: пиролюзита, манганита, псиломелана — оксидов и гидроксидов марганца. Структура пелитоморфная,

кристаллически-зернистая. Текстура плотная, землистая, оолитовая. Часто мягкие, сажистые, имеют конкреционное строение. Отличительные особенности: см. оксиды и гидроксиды марганца.

Практическое значение — важнейшая марганцевая руда.

Фосфатные породы

Фосфорит — осадочная порода (песчаного, глинистого, мергелистого состава), обогащенная кальциевыми солями фосфорной кислоты (12—40 % Р2О5). Вещественный состав: преимущественно аморфные и скрытокристаллические разности апатита, примеси — кальцит, доломит, халцедон, кварц, глинистые минералы, обломочные зерна, органогенные остатки. Окраска — от серой до черной. Встречаются сплошные пластовые фосфориты и желваковые — в виде конкреций. Структура скрытокристаллическая, пелитоморфная, текстура массивная, тонкослоистая, конкреционная (см. рис.54).

Рис. 54. Конкреции фосфорита (учебная коллекция МГГУ)

Практическое значение — сырье для получения фосфорных удобрений.

Тема 3.4

Тема  6.1

Образование месторождений полезных ископаемых

Полезные ископаемые – горные породы и минералы, которые используются или могут быть применены в народном хозяйстве. Подразделяются они по-разному. В одном случае подчеркивается их    физическое состояние, и выделяются следующие типы:

 - твердые (различные руды, уголь, мрамор, гранит, соли);

 - жидкие (нефть, минеральные воды);

 - газовые (горючие газы, гелий, метан).

В другом случае за основу берется их использование, вследствие чего выделяются ископаемые:

 - горючие (уголь, торф, нефть, природный газ, горючие сланцы);

 - рудные (руды горных пород, включающие металлические полезные компоненты и неметаллические (графит, асбест);

 - нерудные (неметаллические и негорючие полезные ископаемые: песок, гравий, глина, мел, известняк, различные соли). Отдельной группой стоят драгоценные и поделочные камни.

По происхождению все полезные ископаемые делятся на магматические, осадочные и метаморфические. В их размещении по территории Земли прослеживаются определенные закономерности. В складчатых областях обычно залегают магматические полезные ископаемые. Это связано с тем, что руды образовались в основном из магмы и выделяющихся из нее горячих водных растворов. Магма поднимается из недр по разломам и застывает в толще горных пород на различной глубине. Магматические полезные ископаемые могут образовываться и из излившейся магмы — лавы, которая быстро остывает. Обычно внедрение магмы происходит в период активных тектонических движений, поэтому рудные полезные ископаемые связаны со складчатыми областями. На платформенных равнинах они приурочены к фундаменту — нижнему ярусу платформы. На платформах рудные месторождения могут быть приурочены к щитам (щит — выход фундамента платформы на поверхность) либо к тем частям платформы, где мощность осадочного чехла невелика и фундамент подходит близко к поверхности. Так расположены железные руды Курской магнитной аномалии (КМА) в России. На щитах добываются руды в Криворожском бассейне (Украина) и др.

Осадочные полезные ископаемые наиболее характерны для платформ, так как там располагается платформенный чехол. Преимущественно это нерудные полезные ископаемые и горючие, ведущую роль среди которых играют газ, нефть, уголь, горючие сланцы. Они образовались из накопившихся в прибрежных частях мелководных морей и в озерно-болотных условиях суши остатков растений и животных. Эти обильные органические остатки могли накопиться лишь в достаточно влажных и теплых условиях, благоприятных для пышного развития растительности. В жарких засушливых условиях в мелководных морях и прибрежных лагунах происходило накопление солей, использующихся как сырье в химической промышленности.

Существует несколько способов добычи полезных ископаемых. Во-первых, это открытый способ, при котором горные породы добываются в карьерах. Он экономически более выгоден, так как способствует получению более дешевого продукта. Однако брошенный карьер может стать причиной образования широкой сети оврагов. Шахтный способ добычи угля требует больших затрат, поэтому является более дорогостоящим. Наиболее дешевый способ добычи нефти — фонтанный, когда нефть поднимается по скважине под давлением нефтяных газов. Распространен также насосный способ добычи. Существуют и особые способы добычи полезных ископаемых. Они называются геотехнологическими. С их помощью из недр Земли добывают руду. Делается это закачиванием горячей воды, растворов в пласты, содержащие необходимое полезное ископаемое. Другие скважины откачивают полученный раствор и отделяют ценный компонент.

Потребность в полезных ископаемых постоянно растет, увеличивается добыча минерального сырья, но полезные ископаемые — это исчерпаемые природные ресурсы, поэтому необходимо более экономно и полно расходовать их.

Для этого есть несколько путей:

снижение потерь полезных ископаемых при их добыче;

более полное извлечение из породы всех полезных компонентов;

комплексное использование полезных ископаемых;

поиск новых, более перспективных месторождений.

Таким образом, основным направлением использования полезных ископаемых на ближайшие годы должно стать не увеличение объема их добычи, а более рациональное использование.

При современных поисках полезных ископаемых необходимо использовать не только новейшую технику и чувствительные приборы, но и научный прогноз поиска месторождений, который помогает целенаправленно, на научной основе вести разведку недр. Именно благодаря подобным методам были сначала научно предсказаны, а затем открыты месторождения алмазов в Якутии. Научный прогноз опирается на знание связей геологического строения и условий образования полезных ископаемых.

Тема 7.1

Тема 7.2

 Исследования и оценка ресурсов полезных ископаемых.

     Перспектива получения прибыли в результате добычи полезных ископаемых оценивается, как правило, заранее. оценка ресурсов какого- либо месторождения (в пределах площади, региона, станы) в соответствии с общим планом включает несколько последовательных этапов: начальный (составление геологических, тектонических, металлогенических карт, сбор фондовых материалов), промежуточный (бурение, геофизические исследования, опробование, анализ проб и проч.) и заключительный (подсчет ресурсов и запасов математическими методами, оценка экономических, горно-геологических и прочих условий месторождения в пределах площади, региона, страны и т.д.).

     В зависимости от степени изученности суммарное количество полезного ископаемого делится на категории в соответствии с классификацией, принятой в данной стране. известно несколько классификаций, из которых наиболее употребительными являются американские, российская, а также международная классификация ООН. Американские классификации, разработанные горным бюро и Геологической службой США, приняты также в Канаде, Германии и некоторых других странах.

     Следует заметить, что термин «ресурсов» (resouces) может иметь дворянское заключение: суммарное количество полезного ископаемого всех категорий и количество подземного ископаемого наименее изученных категорий (тогда наиболее детально изученные категории называются запасами).

     Одна из американские классификаций включает измененные (measured) и исчисленные (indicated) запасы. Их сумма называется доказанными (demonstrated) запасами, и они подсчитываются с точностью не менее 20%. на основе этой категории запасов проводится проектирование добывающих, обогатительных и других предприятий и рассчитывается степень риска разработки месторождения. Полезное ископаемое, залегающее часто на не доступных для непосредственного обследования глубинах, количество и качество которого определены косвенным путем, т.е. на основе геологических предпосылок и теоретических построений, выделяется в категорию предполагаемых (inferred) ресурсов.

     В России и странах СНГ принята другая классификация ресурсов. По степени изученности они подразделяются на разведанные (категории А, В и С1) и предварительно оцененные (категория С2) запас. Выделяют также прогнозные ресурсы (категории Р1, Р2 и Р3). По хозяйственному значению запасы делится на балансовые и забалансовые.

     Количество полезного ископаемого должно быть определено весьма тщательно, с учетом потерь, связанных с применяемыми системами разработки, засорением руды в процессе добычи пустыми породами, технологией обогащения руды и металлургической переработкой, производственных затрат и капитальных вложений. На основе этих расчетов прогнозирует объем товарного сырья.

     Если месторождение уже отрабатывалось раньше, то исследуют пробы, отобранные из странных горных выработок, анализируют имеющуюся производственную документацию, карты и т.д. Иногда дополнительно проводят буренные для поиска новых рудных тел. На ранних стадиях изучения старых рудников устанавливают причину прекращения их эксплуатации, так как вполне возможно, что применения новых технологий разработки месторождений и переработки руды может превратить их в прибыльные предприятия.    

    

         Контрольные вопросы.

1. Методы поиска и разведки месторождений полезных ископаемых.

2. Оценка ресурсов полезных ископаемых.

 

 

Раздел 8. Гидрогеология.

Тема 8.2

Тема  8.3

 Состав и свойства подземных вод

     Подземные воды формируются в основном из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся (инфильтрующих) в землю на некоторую глубину, и из вод из болот, рек, озер и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, прогоняемой таким образом в почву, составляет по данным А.Ф.Лебедева, 15-20 % общего количества атмосферных осадков.

     Проникновение вод в грунты (водопроницаемость), слагающих земную кору, зависит от физических свойств этих грунтов. В отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы: водопроницаемые, полупроницаемые и водонепроницаемые или водоупорные.

     К водопроницаемым породам относятся крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески, трещиноватые породы и т.д. К водонепроницаемым породам - массивно- кристаллические породы (гранит, порфир, мрамор), имеющие минимальную впитывать в себя влагу, и глины. Последние, пропитавшись водой, в дальнейшем ее не пропускают. К породам полупроницаемым относятся глинистые пески, лесс, рыхлые песчаники, рыхловатые мергели и т.п.

     Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится в верхнем слое осадочных пород. В нем по характеру водообмена с поверхностными водами выделяют три зоны: зону свободного водообмена (верхнюю), зону замедленного водообмена (среднюю) и зону весьма замедленного водообмена (нижнюю). Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. Это - древние воды. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, иод и другие вещества.

     Подземные воды образуются различными способами. Как уже отмечалось выше, один из основных способов образования подземной воды - просачивание, или инфильтрация, атмосферных осадков и поверхностных вод (озёр, рек, морей и т.д.). По этой теории, просачивающаяся вода доходит до водоупорного слоя и накапливается на нём, насыщая породы пористого и пористо-трещинноватого характера. Таким образом возникают водоносные слои, или горизонты подземных вод. Поверхность грунтовых вод, называется зеркалом грунтовых вод. Расстояние h от зеркала грунтовых вод до водоупора называют мощностью водоупорного слоя.

     Количество воды просочившийся в грунт зависит не только от его физических свойств, но и от количества атмосферных осадков, наклона местности к горизонту, растительного покрова. Длительный моросящий дождь создает лучшие условия для просачивания, нежели обильный ливень, так как чем интенсивнее осадки, тем с большей скоростью выпавшая вода стекает по поверхности почвы.

     Крутые склоны местности увеличивают поверхностный сток и уменьшают просачивание атмосферных осадков в грунт; пологие, наоборот, увеличивают их просачивание. Растительный покров (лес) увеличивает испарение выпавшей влаги и в то же время усиливает выпадение осадков. Задерживая поверхностный сток, он способствует просачиванию влаги в грунт.

     Для многих территорий земного шара инфильтрация является основным способом образования подземных вод. Однако имеется и другой путь их образования - за счёт конденсации водяных паров в горных породах. В тёплое время года упругость водяного пара в воздухе больше, чем в почвенном слое и нижележащих горных породах. Поэтому водяные пары атмосферы непрерывно поступают в почву и опускаются до слоя постоянных температур, расположенного на разных глубинах - от одного до нескольких десятков метров от поверхности земли. В этом слое движение паров воздуха прекращается в связи с увеличением упругости водяных паров при повышении температуры в глубине Земли. Вследствие этого возникает встречный поток водяных паров из глубины Земли вверх - к слою постоянных температур. В поясе постоянных температур в результате столкновения двух потоков водяных паров происходит их конденсация с образованием подземной воды. Такая конденсационная вода имеет большое значение в пустынях, полупустынях и сухих степях. В знойные периоды года она является единственным источником влаги для растительности. Таким же способом возникли основные запасы подземной воды в горных районах Западной Сибири.

     Оба способа образования подземных вод - путём инфильтрации и за счёт конденсации водяных паров атмосферы в породах - главные пути накопления подземных вод. Инфильтрационные и конденсационные воды называются вандозными водами (от лат. "vadare" - идти, двигаться). Эти воды образуются из влаги атмосферы и участвуют в общем круговороте воды в природе.

     Некоторые исследователи отмечают еще один способ образования подземных вод. Многие выходы этих вод в районах современной или недавней вулканической активности характеризуются повышенной температурой и значительной концентрацией солей и летучих компонентов. Для объяснения генезиса таких вод австрийский геолог Э. Зюсс в 1902 году выдвинул теорию ювенильного (от лат. "juvenilis" - девственный). Такие воды, как считал Зюсс, образовались из газообразных продуктов, в изобилии выделяющихся при дифференциации магматического очага.

     Более поздние исследования показали, что чистых ювенильных вод, как их понимал Э. Зюсс, в поверхностных частях Земли не существует. В природных условиях подземные воды, возникшие разными способами, смешиваются друг с другом, приобретая те или иные черты. Однако определение генезиса подземных вод имеет большое значение: оно облегчает подсчёт запасов, выяснение режима и их качество.

     Во время весеннего половодья и паводков уровень воды в реке, поднимаясь выше уровня речного потока, направленного к реке, вызывает отток воды из нее и подъем уровня грунтовых вод. Это снижает высоту уровня весенних половодий. На спаде грунтовые воды начинают питать реку, и уровень грунтовых вод понижается.

     Грунтовые воды могут образовываться за счет искусственных гидротехнических сооружений н апример таких, как оросительные каналы. Так, при строительстве Каракумской оросительной системы за счет переброса части стока сибирских рек, в пустынной части значительное количество воды уходило не столько на поливные нужды, сколько на испарение и в грунт. Произошло это вследствие того, что большая часть оросительной системы проходила по песчаным почвам, где коэффициент фильтрации достаточно высок, и несмотря на противофильтрационные меры, падения уровней воды за счет фильтрации воды в грунт были велики. Все это, помимо уменьшения стока рек, приводило к тому, что содержащиеся в грунте соли растворялись грунтовыми водами, и при движении подводных потоков обратно в канал происходило заиление и засоление последнего.

 

Контрольные вопросы.

1. Состав и свойства подземных вод.

2. Характеристики подземных вод.

3. Классификация подземных вод.

 

Раздел 1. Основы общей геологии.

Тема 1.1

 Земля в мировом пространстве, ее физические свойства, строение.

     Земля – типичная планета Солнечной системы. Характеризуется наличием хорошо развитых атмосферы, гидросферы и внутренних оболочек. Она имеет спутник - Луну, притяжения которой вызывает приливы и отливы на поверхности Земли. Силы влияния Луны на Землю обусловлены незначительным расстоянием между ними (384 395 км) и соизмеримостью размеров (Луна в четыре раза меньше Земли). Плотность – 3,3 г/см³. Масса Луны в 81 раз меньше массы Земли. В рельефе Луны выделяются обширные равнины (лунные моря) и высокогорные области (материки).

     Земля – самая развитая планета Солнечной системы. Она характеризуется оболочечным строением с центральной симметрией. Все геосферы ( оболочки Земли ) различаются по своему составу, физическим свойствам и состоянию вещества. Геосферы можно разделить на внешние и внутренние. Первые доступны для непосредственного изучения человеком, вторые – нет. Они исследуются, главным образом, косвенными методами.

Гипотезы происхождения Земли.

По гипотезе Канта-Лапласа, первоначально раскаленная Земля постепенно охлаждалась, сжималась, что привело к формированию и деформации земной коры. Гипотеза для своего времени была достаточно прогрессивной, однако в связи с развитием астрономических исследований позже оказалась неудовлетворительной.

      По гипотезе О.Ю. Шмидта (1943г.), планетная система образовалась из роя холодной пылевой и метеорной материи при прохождении через него Солнца. Первоначально холодные Земля и другие планеты постепенно разогревались под воздействием энергии радиоактивного распада, гравитационных и других процессов, а затем остывали. Гипотеза Шмидта объяснила многие особенности строения Солнечной системы, но в ней недостаточно убедительны были рассмотрены спорные вопросы образования и эволюции Солнца и звезд.

     Советский астроном В.Г. Фесенков в 50-е годы 20 века, предложил решение проблемы с точки зрения образования Солнца и планет из общей среды, возникшей в результате уплотнения газово-пылеватой материи. При этом предполагалось, что Солнце сформировалось из центральной части сгущения, а планеты – из внешних частей.

     По современным представлениям, тела Солнечной системы формировались из первично холодной космической твердой и газообразной материи путем уплотнения и сгущения до образования Солнца и протопланет. Астероиды и метеориты считаются исходным материалом планет земной группы, а кометы и метеориты – планет – гигантов. Современное оболочечное строение Земли связывается с процессами гравитационной дифференциации первоначально гомогенного (однородного) вещества. Основные параметры Земли приведены в таблице 1.

 

 

Таблица 1

Параметры	Значения параметров
Расстояние от Земли до солнца:
В афелии ( наибольшее расстояние) в 1984г. 3 июля 6 ч. 31,8 мин всемирного времени	152,1 млн. км
В перигелии (наименьшее расстояние) в 1984 г. 3 января 22 ч 11,5 мин всемирного времени	147,1 млн. км
Среднее расстояние от Земли:
До Солнца	149,6 млн. км
До Луны	384 400 км
Период обращения Земли:
Параметры	Значения параметров
Вокруг оси относительно точки весеннего равноденствия (звездные сутки) по среднему солнечному времени	23 ч 55 мин 4,091 с
Вокруг оси относительно Солнца (средние солнечные сутки по среднему звездному времени	24ч 3мин. 56,555с звездного времени
Вокруг Солнца относительно точки весеннего равноденствия (в основу календаря положен тропический год)	365,242 средних солнечных суток
Средняя скорость движения точки:
Экватора в следствии суточного вращения Земли	465 м/с
На широте φ вследствие суточного вращения Земли	465 cos φ м/с
Длина земной орбиты	939,1 млн. км
Средняя скорость движения Земли по орбите	29765 км/с
Средний наклон эклиптики (плоскость орбиты) к экватору для 1984 г.	23₀ 26 '29"
Экваториальны радиус Земли	6378 км
Полярный радиус Земли	6356 км
Масса Земли	5975·1021кг
Средняя плотность Земли	5518 кг/м3
Ускорение силы тяжести ( на уровне моря):
На экваторе	9,78049 м/с2
На полюсе	9,83235 м/с2
стандартное	9,80665 м/с2
Объем Земли	1,083·1012км3
Площадь поверхности:
Земли	510,2·108км2
Суши	149,1·105км2
Параметры	значения параметров
Воды (Мировой океан)	361,1·108км2
Возраст Земли	4,6млрд. лет
Положение магнитных полюсов Земли на 1985г.:
Северный магнитный полюс	77₀36'с.ш. 102₀48' з.д.
Южный магнитный полюс	65₀06'с.ш 139₀00' з.д.
Положение геомагнитных полюсов Земли на 1985 г.:
Северный геомагнитный полюс	78°48' с.ш 70₀54'з.д
Южный геомагнитный полюс	78₀48' с.ш 109₀06' з.д.

     Вращение Земли. Характер движения Земли в Солнечной системе влияет на количество солнечного тепла, получаемого различными участками планеты, а следовательно, отражается на течение геологических процессов. Эллиптическая орбита Земли близка к круговой. В наиболее удаленной точке орбиты – афелии –Земля на 5 млн. км. дальше от Солнца, чем в перегилии (ближайшей точке). Это небольшое сжатие орбиты определяет сезонные колебания температуры с периодом в 200 тыс. лет. Вращение Земли вокруг собственной оси происходит со средней угловой скоростью 7,292115 * 10^-5 рад/с, что примерно соответствует периоду в 23 часа 56 минут 4,1 секунд. Линейная скорость поверхности Земли на экваторе – около 465 м/с. Скорость вращения Земли меняется в течении года и периодически в многолетнем цикле.

Форма и размеры Земли.

Под фигурой, или формой Земли, понимают форму ее твердого тела, образованную поверхностью материков и дном морей и океанов. Форма

планеты определяется ее вращением, соотношением сил притяжения и центробежной, плотностью вещества и его распределением в теле Земли.

Геодезические измерения показали, что упрощенная форма Земли приближается к эллипсоиду вращения (сфероиду). Полярный радиус       R_п – 6356,8 км, экваториальный R_э – 6378,2км. детальные измерения показали, что Земля имеет более сложную форму. Эта фигура, свойственная только Земле, получила название геоида (И. Люстих).

  Геоид и сфероид не совпадают, и расхождение между положением их поверхностей плюс минус 160 метров (рис 1); на территории России плюс минус 100 метров. 

 

Рис 1. Поверхности рельефа (физическая поверхность), сфероида и геоида.

Определение отклонений геоида и сфероида производятся гравиметрически и с помощью методов космических измерений.

Строение Земли.

 Внешние геосферы.

      Внешние оболочки Земли - атмо-, гидро- и биосферы – хотя и не учитываются при определении ее размеров и формы (за исключением гидросферы), но являются характерной составной частью нашей планеты, отличающей ее от других аналогичных тел Солнечной системы. Они играю огромную роль в становлении и развитии земной коры. Эти оболочки проникают одна в другую и находятся в постоянном взаимодействии между собой, литосферой и мантией Земли.

       Атмосфера Земли  (от греч. «атмос» - пар и «сфера» - шар) – воздушная среда вокруг Земли, вращающаяся вместе с ней. Масса атмосферы составляет около 5,15*10¹⁵ т. Состав ее у поверхности Земли следующий: 78,1% азота, 21% кислорода, 0,9% аргона, в незначительных долях процента присутствуют углекислые газ, водород, гелий, неон и другие газы. В пределах ниже 20 км атмосферы содержится водяной пар (у земной поверхности содержание его колеблется от 3% в тропиках до 2*10^-5% в Антарктиде), количество которой с высотой быстро убывает. В зависимости от распределения температуры (рис 2) атмосферу Земли подразделяют на тропо-, страто- и ионосферу. Нижний слой атмосферы – тропосфера – простирается до 8-12 км над средними широтами и до 17 км над экватором. Воздух нагрет неравномерно. С высотой температура в тропосфере падает на 6⁰C через каждый км и у верхней границы достигает -85⁰C. Переходный слой между тропосферой называется тропопаузой.

Рис.2 Схема вертикального строения атмосферы и концентрация газов по высоте:

1 — океан; 2 — облака конвекции и перистые; 3 — облака перламутровые; 4 — облака серебристые (сумеречные); 5 — полярные сияния в нижней ионосфере; 6 — полярные сияния в верхней ионосфере; 7 — слой наибольшей концентрации озона (0₃); 8 — концентрация озона (0₃); 9—концентрация кислорода (0₂); 10 —концентрация водорода (Н); 11 -      концентрация азота (N₂); 12 — концентрация атомарного кислорода (О); 13 – температура.

 

       Слой от 14 до 50-55 км называют стратосферой. Воздух в стратосфере сильно разрежен и нагрет непосредственно солнечными лучами (температура от -10 до +10⁰C) В пределах стратосферы располагается озоновый слой мощностью 25-30 км, который поглощает большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца, губительной для живых организмов. Между стратосферой и лежащей выше ионосферой находится переходный слой – стратопауза.

        Ионосфера включает с себя три оболочки: мезо-, термо- и экзосферу. В мезосфере температура постепенно снижется ( 5 - 9⁰C/км) и на высоте 85 – 95 км достигает 100 – 300⁰C. В этой части атмосферы образуются серебристые облака. Перенос тепла как в мезо-, так и в тропосфере происходит путем конвекции. Над мезосферой лежит область возрастания температуры – термосфера. В ней температура быстро увеличивается, достигая на высотах 200 – 400 км значений 1000 – 2000⁰C. Экзосфера характеризуется высотой температурой (около 2000⁰C) и крайне разреженным воздухом. Вся зона ионосферы состоит из ионизированного под действием ультрафиолетового излучения воздуха, обладающего способностью проводить ток. Верхняя граница атмосферы находится на высоте 1300 км. Выше ее состав приближается к составу межпланетного состава.

     Гидросфера – совокупность всех водных объектов земного шара:

океанов, морей, рек, озер, водохранилищ, болот, подземных вод, ледников и снежного покрова. В ее составе выделяют три типа природных вод с различными свойствами: океаносферу, воды суши и ледники. Промежуточное положение занимают подземные воды, сосредоточенные в земной коре, но тесно связанные с водами гидросферы. Общая

масса гидросферы составляет 1644*10¹⁵ т, что не превышает 0,025% общей массы Земли. Количество океанических вод оценивается в 1370 млн км³ (86,5%), воды суши составляют 0,5 млн. км³, объем материковых льдов около 22 млн км³, а подземных вод – 196 млн. км³.

      Все воды могут быть рассмотрены как природные растворы из-за своей минерализованности. В отличие от атмосферы в гидросфере четко проявлена горизонтальная неоднородность (зональность): воды суши, в основном, пресные, а воды океанов и морей – соленые. Воды океанов содержат в среднем 35 г солей в 1 л (3,5%). Соленость Мирового океана колеблется довольно узких пределах – от 3,3 до 3,6%. В составе морской воды ведущая роль (95,8) принадлежит катионам и анионам.

       Все воды гидросферы тесно связаны друг с другом благодаря непрерывному круговороту, в процессе которого осуществляется тесная связь природных вод с атмосферой, земной корой и живым веществом планеты. Эта связь проявляется во взаимодействиях и химических реакциях, в которых участвует вода совместно с растворенными в ней веществами. Поэтому гидросфера, как атмосфера, - действующая сила и среда протекания экзогенных геологических процессов.

      Биосфера – ( от греч. «биос» - жизнь и «сфера» - шар ) – сфера обитания и жизнедеятельности живых организмов, охватывающая нижнюю часть атмосферы – тропо-, гидро- (океаны, моря, реки, озера) и литосферы (верхнюю часть поверхности земной коры ). Термин «биосфера» введен в 1875 г. Э. Зюссом.

      Верхний предел жизни биосферы ограничен озоновым экраном на

высоте 20 – 25 км, выше которого ультрафиолетовая часть солнечного спектра исключает существование жизни. Нижняя граница биосферы опускается до 3 км ниже поверхности суши и на 1 – 2 км ниже дна океана (рис.3)

. Рис.3. Строение биосферы:

/—пределы жизни в биосфере; //—схематический разрез почвы; А₀ — лесная подстилка;      А| — гумусовый горизонт; А₂ — светлый, белесый горизонт, напоминающий золу, из которого вымываются гумус и минеральные вещества; В — плотный, слабоводопроницаемый горизонт красно-бурого цвета со скоплениями железа и алюминия, вымываемыми из верхних слоев;        С — подстилающая порода

 

Человечество и его производство также являются частью биосферы. Влияние человека (антропогенный фактор), особенно в последнее время, самое масштабное по сравнению со всеми известными факторами. В биосфере живые организмы (живое вещество) и среда их обитания органически связаны и взаимодействуют, образуя целостную динамическую систему.

      Биосфера включает в себя живое вещество (живые организмы и продукты их жизнедеятельности), биогенное вещество (результат геологической переработки живого вещества – газ атмосферы, каменный уголь, нефть, известняки), костное вещество (неорганические вещества, участвующие в круговороте веществ), биокостное вещество (результат жизнедеятельности организмов и небиологических процессов – почвы).

      Внутренние геосферы

      Непосредственному исследованию доступны лишь самые верхние горизонты земной коры, выходящие на поверхность или вскрытые горными выработками и скважинами, максимальная глубина которых не более 12 км. Строение более глубоких недр изучается геофизическими методами (сейсмическими, гравиметрическими и др.).

       Основную роль в исследовании внутреннего строения Земли играют сейсмические методы, основанные на исследовании распространения в ее толще упругих волн, возникающих при сейсмических событиях – естественных землетрясениях и в результате взрывов. Выделяют три типа волн:

        Продольные V_p- реакция среды на изменение объема ( распространяются в твердых, жидких и газообразных телах). Это – колебание части в направлении распространения волн. В горных породах V_p=5-6 км/с.

       На границе слоев с различной плотностью продольные волны испытывают преломление или частичное отложение;

        Поперечные V_s – реакция среды на изменение формы ( распространяются в твердых средах). Колебание частиц происходит в направлении, перпендикулярному направлению движения волн, V_s=3-4 км/с;

        Поверхностные – возникают на границе двух сред, различающихся своим агрегатным состоянием. Они быстро затухают и имеют небольшую скорость, но в эпицентре могут привести к значительным повреждениям.

        Скорость распространения сейсмических волн зависит от состава, строения и физического состояния горных пород.

          Состав Земли

        Ядро Земли – центральная, наиболее глубокая геосфера Земли. Средний радиус около 3,5 тыс.км. Делится на внешнее и внутреннее ядро (субъядро). Субъядро имеет радиус 1225 км. Температура в центре Земли, по-видимому, достигает 5000⁰C, плотность около 12,5 т/м³, давление до 361 ГПа. Предполагают, что субъядро – твердое, а внешнее ядро – жидкое, его плотность 10 г/см³.

      Мантия Земли – расположена между земной корой и ядром Земли на глубине примерно 35-2900 км. Верхняя граница проходит на глубине от 5-10 до 70 км по границе Мохоровичича, а нижняя – на глубине 2900 км по границе Вихерта – Гутенберга. Мантия составляет 83% объема Земли (без атмосферы) и 67% ее массы.

      Земная кора – это верхняя каменная оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными горными породами и имеющая мощность от 7 до 70-80 км. Она представляет собой наиболее активный слой твердой Земли – сферу деятельности магматических и тектонических процессов. Нижняя граница земной коры как бы зеркально повторяет поверхность Земли. Под материками она опускается глубоко вниз в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли.

Сейсмическими исследованиями в строении земной коры традиционно выделяют три оболочки – осадочную, гранитную и базальтовую.

     Осадочная оболочка, или стратисфера (от лат. «стратум» - слой) образует верхний слой земной коры и сложена осадочными и вулканогенно-осадочными породами: глинами и глинистыми сланцами (42%), песчаными (20%), вулканогенными (19%) и карбонатными (19%) породами. Мощность осадочного слоя от нуля (на щитах) до 20-25 км (в глубоких впадинах), составляя в среднем 3 км. Для пород осадочного чехла характерны преимущественно горизонтальное и субгоризонтальное залегание.

     Гранитная оболочка (гранитно-гнейсовая, гранитно-метаморфическая), названная так по сходству свойств образующих ее пород со свойствами гранитов, сложена гнейсами (37,6%), гранитами (18,1%), гранодиоритами, диоритами (19,9%), амфиболитами (9,8%), кристаллическими сланцами (9,)%), а также габбро, мраморами, сиенитами и др. Мощность от 10 -25 км, возможно его полное отсутствие в разрезе.

     Базальтовая оболочка (гранулит-базитовая) состоит из более тяжелых кристаллических пород, которые по своим свойствам близки земным базальтам – магматическим породам. В отдельных местах между базальтовым слоем и мантией залегает эклогитовый слой с более высокой плотностью, чем породы базальтового слоя. Средняя мощность 20 км. Однако в отдельных районах (под горными хребтами) она может достигать 30-40 км.

Средняя мощность коры в континентальной части России, по данным Н.А.Беляевского, 40,5 км. Минимальная мощность коры 7-12 км (дно океанов), максимальная 70-80 км (высокогорные участки континентов).

Физические свойства Земли

     Гравитационное поле Земли

Все тела и предметы, находящееся на поверхности Земли, испытывают ее притяжение. Пространство, в пределах которого проявляются силы притяжения Земли, называются полем силы тяжести, или гравитационным полем (от лат. «гравитас» - тяжелый). Оно отражает характер распределения масс в недрах нашей планеты и тесно связано с формой Земли. Для каждой точки земной поверхности характерна своя сила тяжести; в центре Земли сила тяжести равна нулю. Наука, изучающая земное поле силы тяжести - называется гравиметрией (от лат. Gravis – тяжелый и греч. мetreo – изменяю).

Величина силы тяжести измеряется в галлах (в честь Г. Галилея, впервые измерившего ускорение силы тяжести); 1 гал = 1 см/с². В практике обычно пользуются одной тысячной долей гала – миллигалом. Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли равно 979,7 гал. Сила тяжести больше в полярной области и меньше в экваиториальной. Ускорение силы тяжести плавно уменьшается от полюсов к экватору на 0,5%. Ускорение силы тяжести может быть измерено абсолютным или относительным методами. Наиболее часто применяются относительные измерения, при которых значение разных пунктах определяются по отношению к пункту с известным абсолютным значением.

  Обычно гравитационное поле Земли представляют как сумму нормального и аномального поля. Нормальная часть поля соответствует схематизированной модели Земли в виде эллипсоида вращения. Она согласуется с нормальной Землей.

  Характерная особенность гравитационного поля Земли – его сравнительное постоянство на определенных интервалах времени. При различных геотектонических процессах, приводящих к перемещению масс и

частичной перестройке структуры Земли, изменяется и гравитационное поле. При этом по характеру направления и величине изменений элементов поля можно судить об особенностях тектонических процессов и их результатов.

  Гравитационное поле Земли различается по средним уровням напряженности, а также по интенсивности, градиентам, площадям и очертаниям аномалий в плане и вертикальном разрезе. Аномальное поле образованно суммой аномальных полей, связанных с различными геологическими факторами: плотностью неоднородностей глубоких горизонтов Земли, глубиной залегания и строения и консолидированной земной коры, мощностью и особенностью строения осадочного чехла.

  Различают положительные и отрицательные гравитационные аномалии. Положительные гравитационные аномалии наблюдаются, когда в недрах земной коры залегают плотные массы (например; железные руды); отрицательные гравитационные аномалии вызываются залеганием «легких» масс (например: залежей гипса, калийных солей и т.д.). Гравитационные аномалии выявляются с помощью высокочувствительных приборов – гравиметров и гравитационных вариометров. По данным измерений силы тяжести составляются гравиметрические карты (рис.4), которые оказывают большую помощь в поисках месторождений полезных ископаемых.

Рис.4 схема КМА (заштрихованы площади проявления магнитной аномалии)

     Выделяют местные и региональные аномалии. Региональные аномалии распространяются на десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (многие десятки и сотни миллигал). На фоне региональных аномалий проявляются местные аномалии разного масштаба и характера, связанные с особенностями строения самых верхних горизонтов земной коры. Местные аномалии широко используются в поисково-разведочной практике при поисках нефти, газа и других полезных ископаемых.

Закономерности распределения характеристик гравитационного поля. Характер гравитационного поля основных структурных элементов земной коры в настоящее время считается установленным. В результате исследований доказана неоднородность гравитационного поля для платформенных и геосинклинальных областей.

  Гравитационное поле платформенных областей со спокойным рельефом независимо от возраста кристаллического фундамента однотипно по своему характеру. Оно отличается чередованием небольших положительных и отрицательных аномалий, охватывающих сравнительно незначительное по площади районы.

                     Магнитное поле Земли

  Природа, строение и характеристики магнитного поля Земли. Земной магнетизм – это свойство Земли, обуславливающее существование вокруг земного шара и внутри него магнитного поля. По данным космических измерений, на больших расстояниях магнитное поле Земли (магнитосфера) простирается за приделы планеты на несколько земных радиусов, причем на освещенной Солнцем стороне Земли оно значительно сжато (Рис.5).

     На расстоянии 10 земных радиусов близ линии, соединяющей Солнце и Землю, регулярное магнитное поле Земли переходит в нерегулярное, или хаотическое.

Рис.5 Строение магнитного поля Земли (штриховкой показаны радиационные пояса)

      Граница между регулярным и хаотичным полем называется магнитопаузой. Она по-видимому, стабильна относительно потока солнечного ветра. Хаотичное поле представляет собой переходную область между магнитопаузой и невозмущенным межпланетным полем, расположенным на расстоянии около 14- земных радиусов (также близ линии Солнце и Земля). Напряженность магнитного поля Земли изменяется обратно пропорционально кубу расстояния.

     Точки на поверхности Земли, на которые направлен диполь, называются геомагнитными полюсами. Современные координаты северного геомагнитного полюса – 78,5⁰ с.ш. и 69⁰ з.д. основные характеристики геомагнитного поля – его склонение, наклонение и напряженность. Склонение – угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана данного места. Склонение может быть восточным и западным, причем величина его меняется в разных районах. Линии, соединяющие на картах точки с одинаковым склонением, называются изогонами. Наклонение – угол наклона магнитной стрелки к горизонту. В северном полушарии вниз опущен северный конец стрелки, в южном – южный. Линии, соединяющие точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Изоклина, на которой наклонение равно нулю, называется магнитным экватором. Магнитные полюса – это точки в которых наклонение достигает 90⁰. В магнитных полюсах сходятся и все изогоны. Единица измерения напряженности магнитного поля – эрстед (Э) – это напряженность магнитно поля на расстоянии 2 см от бесконечно длинного прямолинейного проводника, по которому протекает ток силой в одну абсолютную электромагнитную единицу тока.

                 Тепловое поле и радиоактивность Земли

    Природа поля и источники внутреннего тепла Земли. Тепловой режим Земли определяется двумя источниками: теплом, получаемым от Солнца, и собственно теплом планеты, достигающим поверхности от разогретых

 недр. Величина притока тепла от обоих источников количественно крайне неодинаковых и различны по их роли в жизни планеты. Солнечный нагрев Земли составляет 99,5% всей суммы тепла, получаемого ее поверхностью, а на долю внутреннего нагревания приходится всего 0,5%. К тому же, приток внутреннего тепла очень неравномерно распределен на Земле и сосредоточен, в основном, в местах проявления вулканической деятельности. Таким образом, тепловое поле образуется за счет внешних и внутренних источников, при этом основным источником внешней энергии служит солнечное излучение.

 

 

       Источниками внутреннего тепла Земли являются: Радиоактивный

распад элементов; энергия гравитационной дифференциации вещества; остаточное тепло, сохранившееся со времен формирования планеты; экзотермический эффект полиморфных, электронных, фазовых и химических реакций и др.

     Строение теплового поля. Неоднородность теплового поля Земли, прежде всего, обусловлена тем, что ось вращения Земли располагается наклонно относительно плоскости эклиптики.

     Верхняя толща Земли испытывает наибольшие колебания температур. Амплитуды колебаний наиболее значительны у поверхности Земли, где они иногда составляют 100⁰C. Вглубь от поверхности Земли колебания температур уменьшаются, а на некоторой глубине они и вовсе отсутствуют. Это так называемый пояс постоянной годовой температуры. Температура почвы равна средней годовой температуре воздуха на поверхности Земли. Толща земной коры, располагающаяся выше указанного пояса и испытывающая влияние солнечного тепла, получила название гелиотермической зоны.

     Радиоактивность Земли. Радиоактивность горных пород – это способность к радиактивному излучению горных пород, содержещих минералы радиоактивных элементов (урана, тория, радия и др.), а также химические элементы, изотропы которых радиоактивны (технеций, прометий, полоний и др.).

 

Радиоактивные элементы		Изверженные породы			Осадочные породы (глины и сланцы)
	кислые	средние	основные	ультраосновные
226Ra	1,2- 10	6-Ю"'5	2,7-10""	10""	10-ю
238U	3,5-10"4	1,8-10"4	5-Ю"5	3-10"7	3,2-10"4
232Th	1,8-10"3	7-10"4	3-10"4	5-10"7	1Д-10-3
40K	3,34	2,30	8,3-10"'	3-Ю"2	2,28