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

Учебно-методическое пособие

ОП. 01 ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ

ОП. 01 Основы геологии

профессия отделение 13590 Машинист буровой установки

профессионального обучения и дополнительного профессионального образования

 

Составитель Майорова Н.П

 

 

Рассмотрено и утверждено на заседании цикловой комиссии геотехнологических дисциплин Протокол № от Председатель Бакумов Е.А.

 

2019
Содержание

 

1	Тема 1. Общие сведения о Земле	3
2	Тема 1.2. Геологические процессы	20
3	Тема 1.3 Подземные воды. Геологическая деятельность подземных вод.	36
4	Тема 1.4 Вещественный состав земной коры	40
5	Тема 1.5 Основы структурной геологии	61
6	Тема 1.6 Основные типы месторождений полезных ископаемых. Основы геологии нефти и газа. Стадии геологоразведочных работ.	96
7	Тема 1.7 Основы гидрогеологии.	119
8	Тема 1.8. Основы инженерной геологии.	124

 

Предисловие

Геология занимается изучением строения, состава, условий образования и истории развития Земли и ее органического мира в прошлом, а палеоэкология исследует сообщества древних организмов в соответствующих физико-географических средах, то последняя свои исследования может проводить в основном используя геологические документы (минералы, горные породы, остатки древних вымерших организмов и следы их жизнедеятельности).

Тема 1.2. Геологические процессы

Экзогенные процессы (выветривание, деятельность поверхностных вод, льда, озер, болот, подземных вод).

На Земле все процессы взаимосвязаны. На поверхности и в недрах непрерывно происходят разнообразные процессы, под воздействием которых формируется и постоянно изменяется земная кора. Испарение сменяется осадками; разрушение горных пород - образованием новых, извержение веществ из недр – погружением горных пород на глубину.

В сущности Земля ни когда не останется такой, какой она была в предыдущий момент.

На изменение земной коры влияет много факторов – от положения Земли в космосе до геологической деятельности человека.

Процессы, изменяющие состав и строение земной коры называются – геологическими. В зависимости от источника энергии геологические процессы делятся на эндогенные (внутренние) и экзогенные ( внешние).

Экзогенные геологические процесс

Развиваются на поверхности и в самых близких к поверхности частях земной коры.

Источники энергии – солнечное тепло, сила тяжести, энергия приливов и отливов, жизнедеятельность организмов.

Экзогенные процессы – это процессы взаимодействия с атмосферой, гидросферой и биосферой, т.е внешними оболочками Земли.

Действуя на горные породы суши экзогенные процессы разрушают их. Если бы на Земле протекали только процессы разрушения, то континенты были бы выровнены до уровня океана за 10 мил. лет. ( 9 см. в тысячелетие).

Экзогенные процессы протекаю с малой скоростью в течении миллионов лет, лишь иногда быстро – оползни, обвалы.

К экзогенным процессам относятся – выветривание, деятельность ветра, воды, льда и др.

Общая направленность экзогенных процессов – разрушение, сглаживание поверхности суши, заполнение впадин, выравнивание океанического дна.

Разрушение суши и удаление продуктов разрушения называется денудацией. Эрозия

Накопление рыхлых продуктов в результате разрушения горных пород называют – аккумуляцией. От 1 мм до 6 мм в тысячу лет. Кроме рыхлых обломочных пород в морях и океанах происходит накопление химических осадков, т. е процесс седиментации.

В результате экзогенных процессов формируются месторождения торфа, углей, солей, стройматериалов, россыпей.

Выветривание

Выветривание – процесс физического разрушения и химического разложения горных пород под воздействием солнечного тепла, воды, атмосферных газов, органических веществ выделяемых растениями и организмами

Термин «Выветривание» не связан со словом «ветер». Он происходит от немецкого Wetter – погода.Выделяют два типа выветривания – физическое и химическое. Физическое выветривание

Механическое разрушение горных пород без изменения химического состава. Основные причины – колебание температуры и действие трещинных вод. Наиболее интенсивно проявляется в пустынях, горных областях, областях со слабым почвенным и растительным покровом.

Горные породы, нагреваясь, увеличиваются в объеме, а охлаждаясь – уменьшаются. Многократное повторение этих процессов приводит к образованию трещин и дроблению пород. Тёмные породы нагреваются сильнее, поэтому пёстроокрашенные гп разрушаются быстрее

Полиминеральные породы содержат различные минералы с различными коэффициентами расширения

Мономинеральные породы могут разрушаться за счёт того, что зёрна по разному ориентированы, толкают друг друга за счёт разного расширения

Процессу физического выветривания помогает проникновение корней растений и пленочная вода между зёрнами породы. Они имеют особые свойства – повышенную упругость, не подвержены силе гравитации, углубляют зону выветривания до 10 – 15 метров

В пустынях сжатие гп вызванное ночным охлаждением встречается с остаточным расширением их от дневного нагревания, в результате появляются трещины параллельные поверхности выхода, по ним отделяются пластины или чешуи. Порода как бы шелушиться. Отслаивание от глыб верхних частей в виде чешуй называется десквамацией.

На ровных участках каменистых пустынь, плоскогорий в результате выветривания образуется крупнообломочный щебень мощностью 20 – 50 метров. Этот слой препятствует разрушению нижних слоёв.

В районах с умеренным климатом физическое выветривание идёт медленно.

В полярных областях физическое выветривание проявляется в форме морозного выветривания. Оно происходит за счёт превращения воды в трещинах в лед, которая замерзая, увеличивается в объёме на 10 процентов. Она оказывает на стенки трещин огромное давление. Глубина морского выветривания 2 – 3 метра.

Под действием силы тяжести со склонов гор обломки гп скатываются вниз, образуя конусы, шлейфы на склонах и у подножия. Такие продукты выветривания называются коллювием (осыпь). [Горбачев 121, 124]

Внезапное обрушение гп называется обвалом. Причиной обвалов могут быть землетрясения, лавины, ураган, ливень.

Химическое выветривание

Это процесс разрушения минералов и гп с изменением химического состава

Главные факторы химического выветривания – дождевые и талые воды, органические вещества.

Воду принято считать малоактивным веществом, но в природе химические процессы продолжаются тысячелетиями и вода становиться мощным химическим реагентом

В отсутствии воды остальные факторы химического выветривания либо совсем инертны, либо их действие очень ослаблено. Смоченное железо легко и быстро ржавеет. Кислород и углекислый газ, растворяясь в воде, придают ей активности.

Наиболее интенсивно химическое выветривание проявляется во влажном тропическом климате (до полного разложения первичных продуктов)

В сухом климате, где воды мало, и в очень холодном, где вода большую часть года находиться в твёрдом состоянии, химическое выветривание очень слабо, на первом плане здесь физическое выветривание

Основными химическими реакциями при выветривании являются:

Растворение – обусловлено частичной диссоциации воды на ионы Н и ОН. Степень диссоциации увеличивается с повышением температуры

Кислые воды (рН=0-6) способны растворять соединения Ca, Mg, Na, Fe

Щелочные растворы (рН=8-14) разлагают труднорастворимые соединения

Растворение и вынос легкорастворимых химических соединений (галоидов, сульфатов, карбонатов) над выщелачиванием. Образуются каверны, пустоты

Окисление (присоединение кислорода). В процессе окисления чаще всего изменяются рудные минералы

Пирит – лимонит

Халькопирит – малахит

Галенит – церрусит

На местах выхода руд образуются зоны окисления, «железные шляпы»

Гидратация (водонасыщение) Кристаллическая решётка минерала, присоединяя воду, перестраивается. Объём минералов, гп может значительно увеличиться. Например, ангидрит СаSO присоединяя воду, переходит в гипс и увеличивается в объёме на 33 процента

2FeO + 3HO = 2FeO 3HO

гематит            лимонит

Гидролиз – состоит в том, что гидроксил – ион (ОН) отнимает у минералов ионы металлов, на место которых становиться ион Н

Особенно активно этот процесс идёт в кислой среде. Если в воде много карбонатов, ионов K, Na, Ca – мешают

Реакции гидролиза особенно важную роль играют в разложении силикатов, а именно силикатами сложено большинство гп, поэтому этот процесс широко развит в природе

Характерный пример гидролиза – каолинизация полевых шпатов. Полевые шпаты разлагаются с образованием каолинита, халцедона и солей K, Na, Ca

Полевой шпат + HO – каолинит + халцедон

Подводное химическое выветривание называется гальмиролизом. В результате образуется красноцветные глины за счёт гидроокисла железа

Биологическое выветривание является составной частью химического выветривания. Организмы выделяют кислоты при жизнедеятельности или кислоты образуются после их разложения. Очень большое значение микроорганизмы играют при разложении полевых шпатов. Без них этот процесс протекал бы намного медленнее

Кора выветривания

Конечные продукты выветривания, которые остаются на месте своего образования называется элювием (элювий)

Элювиальный покров, накапливающийся длительное время и имеющий большое распространение, называется корой выветривания. Кора выветривания часто имеет вертикальную зональность, в верхней её части наиболее изменённые минералы, ниже постепенно переходящие в коренные, материнские породы

Мощные коры выветривания образуются в условиях жаркого влажного климата. В умеренных широтах дольше, процессы денудации успевают выносить продукты разрушения раньше, чем они полностью химически разложатся

В зависимости от минерального состава пород выделяют несколько типов выветривания:

Каолиновая кора – развивается над массивами гранитов. Светлоокрашенные глины (керамическая порода)

Латеритная кора – над массивами щёлочных и основных магматических пород. Сложена гидроокислами Fe и Al, имеет кирпично-красный цвет. В том случае, когда латериты обогащены окислами алюминия, их называют бокситами

Нонтронитовая – над массивами железистых основных пород

Почвообразование и типы почв

Почвой называют верхнюю часть коры выветривания, обладающей плодородием.

Изучением почв занимается наука почвоведение, которая сформировалась на стыке наук – геологии, биологии, агрономии. Основателем её был выдающийся русский учёный В.Докучаев

Почвы состоят из минеральных частиц кварца, полевого шпата, слюд, гумуса (продуктов распада органических тканей), органических кислот

Почвы образуются на любых горных породах. Сначала на камнях поселяются мхи, лишайники, бактерии. Разрушение верхней части пород. Затем вырастает трава, кустарники. Постепенно почва переходит на глубине в материнские (коренные) породы

Выделяют около 30 типов почв

Почвы тундры и лесотундры около 8 процентов территории СССР. Короткое лето – остатки растений органики не успевают полностью разложиться. Мощность 30 метров

Лесные почвы (умеренно – влажный климат) – подзолистые. Содержат небольшое количество гумуса в верхней части. Серого цвета

Почвы луговой степи (чёрноземы) около 9 процентов территории СССР. Очень плодородны, чёрного цвета. Гумуса 20 процентов

Почвы сухих степей и пустынь (каштановые). Содержат гумуса 5 процентов. Испарение преобладает над смачиванием

Солончаковые обогащены солями (в пустынях)

Почвы субтропической зоны – красноземы, латериты  

Древние оледенения

Изучение древних ледниковых отложений позволило уста­новить, что в истории Земли неоднократно наблюдались пе­риоды оледенения. Последние сменялись межледниковыми эпо­хами. Сейчас удалось установить семь периодов материковых оледенений (табл. 7). Из табл. 7, в которой сплошными ли­ниями отмечены материки, где достоверно установлены ледни­ковые отложения, а прерывистыми — материки, где имеются признаки существовавших древних оледенений, видно, что прак­тически все континенты в разное время в значительной степени покрывались ледниками. Так, в последний ледниковый период льдом была покрыта 7з часть суши (около 45 млн. км²), вклю­чая большую часть Северной Америки, Гренландии и ¹/_А часть Евразии.

Рис.12. Схема движения ледника и образование морен

1 — боковая морена, 2 — срединная морена, 3 — конечная морена

Существует ряд гипотез, объясняющих причины древних оледенений. Одни гипотезы связывают оледенение с процессами, протекающими на поверхности Земли или в глубоких слоях земной коры и верхней мантии, другие — с астрономическими или космическими явлениями. В частности, в геологической ис­тории Земли отчетливо выступает связь между оледенениями и важнейшими тектоно-магматическими (вулканическими) событиями. Подмечено, что оледенения обычно наступают после крупнейших горообразовательных процессов, сопровождаю­щихся активной вулканической деятельностью. Вполне вероятно, что похолодания были обусловлены вулканической деятельностью, уменьшавшей за счет выброса колоссального количества пепла прозрачность атмосферы, и сокращавшей относительную солнечную радиацию. Бурение многослойных ледовых панцирей Гренландии и Антарктиды показало, что наиболее низкие температуры отмечаются в тех слоях, где были выяв­лены самые мощные отложения вулканического пепла.

В современную эпоху все возрастающую роль в изменении климата Земли играет деятельность человека. Сжигание топлива, выброс в атмосферу газов и мелких частиц промышленными предприятиями приводит, с одной стороны, к изменению газового состава воздушной оболочки Земли.

Магматизм

Магматизмом называют явления, связанные с образованием в недрах Земли, изменением и перемещением к ее поверхности жидких силикатных расплавов — магмы. Вещество Земли на больших глубинах в силу господствующих там высоких давлений, несмотря на температуру 1300—1500°С и более (температуры плавления самых тугоплавких горных пород на поверхности Земли составляют 1100—1350 °С), находится в твердом состоянии. При нарушении физико-химического равновесия— в первую очередь в зонах глубинных разломов — в сторону снижения давления устремляются легкоподвижные продукты (газы, растворы) внутрипланетарной дифференциации вещества Земли. На уровнях глубин с температурами, равными или превышающими температуры плавления, эти газы и растворы могут привести к расплавлению вещества.

Таким образом, образованию магмы способствуют движения земной коры, сопровождающиеся развитием глубинных разло­мов, и потоки тепла и растворов, которые поднимаются по этим разломам к поверхности Земли.

Образовавшаяся магма по тем же ослабленным зонам (глубинным разломам) внедряется в земную кору, иногда дости­гая поверхности Земли и извергаясь на ее поверхность. Соответственно различают интрузивный и эффузивный магматизм.

Интрузивным, или глубинным, магматизмом называются процессы внедрения и перемещения магмы в пределах земной коры, эффузивным магматизмом — процессы, сопровождающиеся извержением, излиянием магмы на поверхность Земли.

Интрузивный магматизм

Современное учение о магматических процессах предпола­гает существование в природе трех или четырех родоначальных первичных магм: перидотитовой (ультраосновной), базальтовой (габбровой) и гранитной (риолитовой); существование первич­ной андезитовой магмы относится к числу невыясненных во­просов.

Перидотитовые и базальтовые магмы образуются в недрах верхней мантии, а гранитные и андезитовые магмы являются, по-видимому, продуктами плавления вещества земной коры. Гранитные и андезитовые магмы в пределах океанических сек­торов земной коры отсутствуют.

Несмотря на существование в природе всего трех или че­тырех типов родоначальных магм, магматические горные по­роды характеризуются огромным разнообразием. Причина этого кажущегося противоречия — дифференциация и ассимиляция, нарушающие однообразие первичной магмы и приводящие к об­разованию различных по составу магматических пород.

Дифференциация — очень сложный физико-химический процесс разделения, расщепления магмы на различные по химическому составу фракции. Различают магматическую дифференциацию, происходящую в жидкой фазе до по­явления первых кристаллов и характеризующуюся расслоением магмы на две различные по плотности и несмешивающиеся жидкости (ликвация), и кристаллизационную диф­ференциацию, происходящую при остывании магмы с последовательной кристаллизацией силикатов от наиболее тугоплавких и тяжелых (железо-магнезиальные силикаты и основные плагиоклазы) до легкоплавких (кислые плагиоклазы, калиевые полевые шпаты и кварц).

Ассимиляция — процесс образования смешанной магмы в результате усвоения и плавления постороннего материала боковых (вмещающих) пород. Расплавляя и растворяя вмещаю­щие породы, магма тем самым изменяет свой состав.

Эффузивный магматизм

Эффузивный магматизм, или вулканизм,— одно из наиболее грандиозных разрушительных и в той же сте­пени созидательных явлений природы, известное человеку с глу­бокой древности. На поверхность Земли извергаются твердые, жидкие и газообразные продукты вулканической деятельности. Образовавшаяся в недрах Земли магма при появлении разло­мов может подняться и излиться на поверхность. Такая магма, потерявшая при выходе на поверхность Земли часть газово-жидких компонентов, называется лавой.

В зависимости от формы выводного канала, по которому к поверхности поднимается вулканический материал, вулканы

 

Рис.13. Карымский вулкан. Камчатка

подразделяются на трещинные и центральные. У вулкана трещинного типа подводящий канал имеет форму трещины (вулканы Лаки в Исландии, Толбачик на Камчатке). Вулканы центрального типа обычно конусообразной формы (рис. 13), а извержения происходят из трубообразного выводного канала, называемого жерлом. Большинство современных вулканов относятся к центральному типу (Ключевская сопка и Карымский на п-ове Камчатке, Везувий, Этна и Вулькано на побе­режье Средиземного моря и др.).

Жидкие продукты извержения — лавы, существенно различаются по физическим свойствам в зависимости от их состава, в первую очередь от содержания кремнезема. Кислые (риолитовые) лавы характеризуются большой вязкостью, средние (андезитовые) и основные (базальтовые) лавы — значительной подвижностью, что обусловливает существование нескольких типов вулканических извержений (рис.14).

При застывании лавы образуются эффузивные, или из­лившиеся, горные породы.К твердым продуктам вулканической деятельности от­носятся вулканические бомбы — крупные, от несколь­ких сантиметров до метров в поперечнике куски затвердевшей лавы; л а пи л л и —обломки вулканического шлака величиной

Рис. 14.Типы вулканических извержений

а — гавайский, б — стромболианский, в — везувианский, г — пелейский;— слои застывшей лавы, 2 — раскаленная лава, 3 — лавовые выбросы, 4 — лавовые потоки, 5 — слои пирокластического материала, 6 — газовое облако, 7 — лавовая корка, 8 — облако газов, пепла и обломков лавовой корки, 9 — обелиск лавы, 10 — грубообломочные продукты разрушения обелиска - песок — застывшие частицы 11  — вулканическая пыль — мельчайшие (менее 1 мм) частицы лавы, вулканического стекла и других пород.

Любое вулканическое извержение сопровождается выбросом большого количества газообразных продуктов, среди которых выделяются высоко­температурные ф у м а р о лы (Т-100—300 °С) и низкотемпературные {К <100 °С) сольфатары — сернистые, а мофеты — углекислые возгоны. Фумаролы имеют разнообразный газовый состав: водяные пары, углекислый газ, азот, сернистый газ, водород, окись углерода, хлор и др. Сольфатары состоят пре­имущественно из водяных паров и сероводорода, а мофеты — главным обра­зом из водяных паров и углекислого газа.

В вулканической деятельности четко различаются два этапа. Первый — сравнительно кратковременный этап активного вулканизма, во время которого происходит энергичное формирование вулканического аппарата в результате выброса огром­ного количества шлаков и пепла, излияния лавы, и второй (последующий) — значительно более длительный, сравнительно спокойный этап поствулка­нических явлений. Второй этап характеризуется поступлением на поверхность Земли разнообразных летучих соединений, выделяющихся из излившейся лавы или из остывающего на глубине магматического очага. По многочисленным трещинам в кратере и на склонах вулканического сооружения в течение длительного времени (десятки, сотни и даже тысячи лет) поднимаются газы и разнообразные по составу и температуре горячие воды, которые производят интенсивные поствулканические изменения окружающих пород.

Географическое распространение вулканов

В настоящее время на суше известно более 700 действующих вулканов. На дне океанов действующих вулканов еще больше. Срединный Атлантический хребет, южная часть Индийского океана, обширные пространства Тихого океана представляют собой активные вулканические области. Три четверти действую­щих вулканов Земли приурочено к зоне так называемого Тихоокеанского огненного кольца, или Тихоокеанского вулканического пояса, включающего Алеутские острова, п-ов Камчатку, Курильские острова, Японию, Филиппины, о. Новую Гвинею, острова Фиджи, Новую Зеландию, Огненную Землю, западное побережье Южной и Северной Америки, п-ов Аляску (рис.15).

Другой зоной повышенной вулканической деятельности является Средиземноморско-Индонезийский пояс, в пределах которого находятся такие известные действующие и недавно потухшие вулканы, как Везувий, Этна, Стромболи, Ка-радаг, Арарат, Казбек, Эльбрус и др.

Атлантический пояс прослеживается от Исландии через Азорские и Канарские острова до островов Зеленого Мыса, о. Вознесенья, о. Святой Елены, островов Тристан-да-Кунья.

Небольшая группа вулканов приурочена к зоне Восточно-Африканских разломов.

Изучение распространения действующих вулканов показывает, что вулканизм развивается в тех областях земного шара, которые характеризуются высокой сейсмичностью, или тектонической активностью, хотя крупные сейсмические пояса имеют значительно большую протяженность, чем включенные в них зоны вулканизма. В пределах Тихоокеанского пояса выделяется 80 % всей сейсмической энергии Земли, Средиземноморско-Индонезийского пояса—15%, а на все остальные сейсмически активные участки земного шара приходится 5 % этой энергии. В геологическом прошлом Земли также отмечается общая географическая корреляция между вулканической и тектонической деятельностью. На платформах, характеризующихся тектониче­ской стабильностью и асейсмичностью, вулканические процессы не проявляются. Все это говорит о том, что вулканическая деятельность приурочена к тектонически активным зонам земного шара — геосинклинальным областям геологического прошлого и настоящего

Рис. 15.Географическое распространение вулканов (по М. М. Жукову и др.с изменениями)

1— Тихоокеанский вулканический пояс; 2 — зона потухших вулканов этого пояса; 3 — Средиземноморско-Индонезийский вулканический пояс; 4 — Индо­незийско-Тихоокеанский вулканический пояс; 5 — Атлантический пояс; 6 — вулканическая область Африканской рифтовой зоны; 7 — вулканическая область Байкальской рифтовой зоны; 8 — область современного вулканизма; 9 — группы потухших вулканов

Метаморфизм

Под метаморфизмом понимается изменение горных пород под воздействием температуры, давления и химически активных веществ, выделяющихся из недр Земли. Горные породы, в результате тектонических движений, попадая в иные физико-химические условия по сравнению с первоначальными условиями их формирования, испытывают различные преобразования, т. е. метаморфизуются. В результате метаморфизма из исходной горной породы — магматической или осадочной — образуется новая горная порода — метаморфическая. Различают два рода метаморфических преобразований горных пород:

а) собственно метаморфизм — образование новых метаморфических пород, не сопровождающееся изменением химического состава исходных пород (не считая воды и углекислоты), например, преобразование известняка в мрамор в результате перекристаллизации;

б) метасоматизм — преобразование горных пород в результате привноса новых веществ, сопровождающееся изменением химического состава исходных пород (например, образование рудных скарнов по известнякам).

Основными факторами метаморфизма являются: 1) температура; 2) всестороннее давление, вызываемое массой вышележащих пород; 3) одностороннее давление, или стресс, обусловленное тектоническими движениями; 4) химически активные вещества (различные растворы и газы). В зависимости от характера и интенсивности воздействия этих факторов на горные породы различают следующие виды метаморфизма: региональный, контактовый, гидротермальный, динамический (катакластический).

Региональный метаморфизм проявляется на больших площадях, измеряемых сотнями и тысячами квадратных километров, вне зависимости от каких-либо местных источников тепла. Это наиболее важный и широко распространенный вид метаморфизма. Региональный метаморфизм развивается почти исключительно в подвижных зонах земной коры в геосинклинальных областях. Региональный метаморфизм часто носит зо­нальный характер. При этом в центрах метаморфической зональности наблюдаются наиболее глубокие преобразования исходных горных пород, сопровождающиеся метасоматизмом, частичным или полным расплавлением пород. Контактовый метаморфизм развивается на контакте интрузии с вмещающими породами. Различают контактово - термальный метаморфизм, происходящий под воздействием тепла магмы и сопровождающийся преимущественно перекристаллизацией пород в контакте с интрузией, и контактово-метасоматический метаморфизм, обусловленный привносом во вмещающие породы или выносом из них различных веществ, в связис чем наблюдаются существенные изменения и химического, и минерального состава вмещающих и самих интрузивных пород

Гидротермальный метаморфизм представляет собой процесс изменения горных пород под влиянием растворов, источником которых могут быть остывающие магматические очаги (постмагматиче ские изменения) или более глубокие зоныземной коры. Гидротермальный метаморфизм сопровождается процессами выполнения полостей (например, гидротермальныежилы выполнения) и замещения горных пород (например, околожильные метасоматические изменения).

Динамический, или катакластический, метаморфизм развивается под влиянием одностороннего давления, возникающего при тектонических движениях. Горные породы подвергаются дроблению важный и широко распространенный вид метаморфизма. Региональный метаморфизм развивается почти исключительно в подвижных зонах земной коры в геосинклинальных областях. Региональный метаморфизм часто носит зональный характер. При этом в центрах метаморфической зональности наблюдаются наиболее глубокие преобразования исходных горных пород, сопровождающиеся метасоматизмом, частичным или полным расплавлением пород.

Тектонические движения

В течение геологической истории земная кора испытывает сложные перемещения, которые называются тектоническими движениями.

Землетрясения

Землетрясением называется любое сотрясение, колебание земной коры, вызванное тектоническими и др. причинами. Землетрясения проявляются в виде подземных толчков. Сила землетрясения оценивается по особой шкале в баллах. С 1953 г. в СССР введена 12-балльная сейсмическая шкала ГОСТ 6249—52. По этой шкале классификация результатов землетрясений производится с учетом степени повреждения различных типов сооружений, а также характера деформаций почвы. Землетрясения в 1 балл — очень слабые и не ощущаются людьми; в 2—3 балла — слабые, регистрируются опустошительны е, уничтожающие, рушатся здания, образуются трещины до нескольких дециметров; в 11 —12 баллов — ката­строфические, происходят общие разрушения и обвалы зданий, изменение рельефа с вертикальными и горизонталь­ными смещениями. Так, Ашхабадское землетрясение в 1948 г., при котором в эпицентре возникло много трещин, а в городе были разрушения, оценивается в 10 баллов, а Ташкентское землетрясение 1966 г., при котором многие здания в городе были повреждены — в 8 баллов.

Место возникновения землетрясения в недрах Земли называется его фокусом, или гипоцентром (рис.). Точка на поверхности Земли, расположенная на кратчайшем расстоянии от гипоцентра, называется эпицентром. Максимальной разрушительной силы землетрясение достигает в эпицентре, по мере удаления от которого сила землетрясения убывает.

Линии разных значений силы землетрясения называют изосейстами, а внутреннюю зону вокруг эпицентра, ограниченную максимальной изосейстой — плейстосейстовой областью.

Гипоцентры многих землетрясений располагаются под океанами. В таких случаях возникают моретрясения. При моретрясениях возникают огромные волны — цунами, образующиеся при быстрых провалах дна океана. При резком изменении объема воды в зоне моретрясения формируются волны давления, которые на поверхности преобразуются в водяной вал, рас­пространяющийся со скоростью примерно 800 км/ч. В открытом океане высота цунами растет, достигая 30—40 м. Обрушиваясь на берег, цунами проходят далеко в глубь побережья и причиняют огромные разрушения. Анализ распространения землетрясений на Земле показы­вает, что они приурочены в основном к сейсмически активным областям. Наибольшей сейсмической активностью характеризуется периферия Тихого океана.

Гипоцентры многих землетрясений располагаются под океанами. В таких случаях возникают моретрясения. При моретря­сениях возникают огромные волны — цунами, образующиеся при быстрых провалах дна океана. При резком изменении объ­ема воды в зоне моретрясения формируются волны давления, которые на поверхности преобразуются в водяной вал, рас­пространяющийся со скоростью примерно 800 км/ч. В открытом океане высота цунами растет, достигая 30—40 м. Обрушиваясь на берег, цунами проходят далеко в глубь побережья и причиняют огромные разрушения.

Анализ распространения землетрясений на Земле показывает, что они приурочены в основном к сейсмически активным областям. Наибольшей сейсмической активностью характеризуется периферия Тихого океана, на которую прихо- дится около 80 % всех землетрясений. Высока сейсмическая активность в Средиземноморском подвижном поясе, включая Прикарпатье, Южную часть Крыма, Кавказ, южную часть Туркмении, Памир. Заметная сейсмическая активность отмечается в Срединном Атлантическом хребте и Восточно-Африканской зоне рифтов.

Около 95 % всех землетрясений относятся к типу тектонических. Они связаны с мгновенными разгрузками механических напряжений, возникающих в земной коре при тектонических про­цессах. Тектонические напряжения накапливаются медленно и постепенно; при напряжениях, превышающих предел прочности горных пород, происходит внезапный разрыв их сплошности с освобождением механической энергии. Кроме тектонических, выделяются вулканические и денуда­ционные землетрясения. Первые возникают при вулканических извержениях, а вторые связаны с обвалами в горах, крупными оползнями или провалами подземных пустот.

 

Рис. 16.Эпицентр и гипоцентр землетрясения. Цифры — значения изосейст в баллах последовательности напластования

 

Происхождение подземных вод

Процесс проникновения поверхностной воды в земную кору называется инфильтрацией. Часть подземных вод образуется путём конденсации паров воды, проникающих в рыхлые породы. Первые называются инфильтрационными . вторые –конденсационными водами. Воды принимают участие в круговороте между земной корой, атмосферой и гидросферой и они называется блуждающимися или вадозными. Часть подземных вод образуется за счёт тех которые возникают за счёт тех . которые поднимаются из недр Земли. Такие подземные воды называются ювенильными. Вода широко распространена в поверхностных зонах Земли. Заполняя крупные понижения — депрессии в литосфере, она образует моря и океаны, которые создают единую водную поверхность, названную Ю. М. Шокальским Мировым океаном и выделяемую в обособленную оболочку Земли — гидросферу. Вода имеется на поверхности суши, в литосфере, атмосфере и биосфере.

На поверхности земли вода в жидком состоянии скапливается в океанах, морях, озерах, болотах, реках, а также находится в виде ледников и снега. Основная масса воды гидросферы составляет Мировой океан—около 1370 млн. км3. В водах Мирового океана в колоссальных количествах в растворенном виде находятся почти все элементы таблицы Менделеева, например: золота около 10 млрд. т, серебра около 200 млрд. т, молибдена около 300 млрд.и т. д. (данные Л. А. Зенкевича). Морская вода содержит примерно 2 • 1013 т тяжелой воды. Теоретически запасов тяжелой воды как источника ядерной энергии хватит человечеству на миллиарды лет.

Вода в литосфере. В земной коре — литосфере — вода содержится в виде парообразной, физически связанной, жидкой, химически связанной (цеолитная, кристаллизационная и конституционная) и в твердом состоянии. Она входит в состав некоторых минералов и заполняет пустоты и трещины в горных породах, где может присутствовать в жидком, твердом и газообразном состояниях. С глубиной количество минералов, содержащих воду, а также число и размеры пустот в горных породах уменьшаются. Однако нижняя граница распространения воды в литосфере точно не установлена.

Рис 17.Подземные воды

Вода является одной из составных частей нижней зоны атмосферы-тропосферы, присутствуя в воздухе в виде пара и продуктов его конденсации и кристаллизации. В атмосфере вода содержится в виде пара, в капельно-жидком (облака и туман) и твердом состоянии (ледяные кристаллы, град, снег). В среднем в атмосфере содержится около 14 000 км3 воды, преимущественно в виде пара. Но благодаря постоянному пополнению атмосферной влаги за счет испарения на поверхность земли ежегодно выпадает около 520 тыс. км 3 осадков.

Вода составляет также значительную часть тканей живых организмов, которые образуют так называемую биосферу Земли.

Типы подземных вод

По условиям залегания выделяются типы подземных вод: почвенные, верховодка, грунтовые, межпластовые карстовые и трещинные.

 Грунтовые воды залегают в виде постоянного водоносного горизонта на первом от поверхности, более или менее выдержанном водонепроницаемом слое. Грунтовые воды обладают свободной поверхностью, которая называется зеркало м, или у р о в не м грунтовых вод.

Межпластовые воды заключены между водоупорными слоями (пластами). Межпластовые воды, находящиеся под напором, называются напорными, или артезианскими

Карстовые воды залегают в карстовых пустотах, образовавшихся за счет растворения и выщелачивания горных пород.

Трещинные воды заполняют трещины горных пород и могут быть как напорными, так и безнапорными.

По содержанию растворенных солей подземные воды подразделяются на следующие виды: 1) пресные, содержащие до 1 г/л растворенных веществ; 2) солоноватые, содержащие 1—10 г/л солей; 3) соленые (10—50 г/л); 4) рассолы (свыше 50 г/л).

По температуре подземные воды подразделяются на четыре типа: 1) холодные с температурой ниже 20 °С; 2) теплые (20—37 °С); 3) горячие (37—42 °С); 4) очень горячие (термы) с температурой свыше 42 °С.

В зависимости от преобладания растворенных солей в воде различают воды гидрокарбонатные, сульфатные и хлоридные.

 

Рис.18. Типы подземных вод

1 — почвенные воды, 2 — верховодка, 5 — грунтовые  воды, 4 — межпластовые воды, 5 — водонепроницаемый горизонт, 6 — водопроницаемый горизонт

Типы метаморфизма

Региональный метаморфизм Контактово-термальный метаморфизм Дислокационный метаморфизм Импактный метаморфизм Метасоматоз Охватывает огромные объемы горных пород, в пределах которых отсутствуют переходы к неметаморфизованным отложениям Объединяет породы, образовавшиеся в ареале термального воздействия магматических тел на вмещающие породы Породы образуются в результате дифференциальных движений горных масс при отсутствии эндогенного теплового потока Для вновь образованных пород характерна полная потеря структурно-текстурных признаков исходной породы Происходит привнос одних компонентов и вынос других, что приводит к изменению химического и минерального состава Главные факторы образования: высокая температура и давление Главные факторы образования: температура и внедрение магматического расплава в верхние слои породы Главный фактор образования: боковое или стресс-давление Проявляется при падении метеоритов на земную поверхность Главными агентами при метасоматозе являются обильные термальные растворы

 

Породы регионального метаморфизма. Региональный метаморфизм происходит в диапазоне температур от 300—400° до 900—1000° С, давление меняется в пределах от 3—5 -10 до 10—15-10 Па. Увеличение температуры и давления приводит к росту интенсивности метаморфизма. Породы различного первичного состава по-разному реагируют на изменение физико-химических условий. Метаморфизм простых по химическому составу пород, таких, как кварцевые песчаники или известняки, заключается только в изменении структуры и текстуры, а минеральный состав почти не изменяется. Кварцевые песчаники и другие богатые кремнеземом породы при метаморфизме превращаются в кварциты, которые состоят почти полностью из кварца, имеют полнокристаллическую, обычно мелкозернистую структуру. Текстура, как правило, массивная. Цвет кварцитов различен.

Карбонатные породы (известняки, доломиты и др.) превращаются в мраморы, полнокристаллические мономинеральные агрегаты кальцита, обладающие массивной текстурой. Разнообразная окраска мраморов связана с неоднородностями исходных пород. При метаморфизме карбонатных железисто-магнезиальных осадочных пород, а также основных и, отчасти, средних магматических пород образуются амфиболиты (соответственно пара- и орто-), состоящие главным образом из роговой обманки и среднего плагиоклаза и обладающие полнокристаллической структурой и сланцеватой текстурой. Постепенное нарастание интенсивности метаморфизма полнее всего можно проследить на примере преобразования первично-глинистых (пелитовых) пород. К метаморфическим породам, возникшим за их счет и отвечающим сравнительно невысоким температурам, но значительному ориентированному давлению, относятся филлиты. Метаморфические изменения выражены в них появлением мельчайших кристалликов слюд и сланцеватой текстуры. Кристаллы, не различимые невооруженным глазом, придают породам сильный шелковистый блеск, хорошо видимый на плоскостях сланцеватости. Несколько более глубоко метаморфизованные породы того же глинистого ряда представляют серицит- и хлоритсодержащие сланцы. В этих породах первичные глинистые минералы уже полностью перекристаллизованы и кристаллические зерна новообразованных минералов имеют вполне различимые на глаз размеры, т.е. структура пород полнокристаллическая. Текстура сланцеватая. В условиях более высоких температур и давления возникают кристаллические сланцы, существенную роль, в которых играют слюды. Для кристаллических сланцев характерны средне- и крупнозернистая структура, и сланцеватая текстура. К ним относятся слюдяные сланцы, состоящие из кварца, слюды и небольшого количества полевых шпатов. По преобладанию той или иной слюды различают мусковитовые, биотитовые и двуслюдяные сланцы. Если в кристаллических сланцах роль главного минерала играет роговая обманка, сланцыназываются роговообманковыми. При дальнейшем нарастании температур слюдяные сланцы переходят в парагнейсы. Гнейсы состоят преимущественно из кварца, полевых шпатов и слюд; меньшая роль принадлежит амфиболам и пироксенам. Породам присущи полнокристаллическая средне- и крупнозернистая структура и гнейсовая (полосчатая) текстура. Нарастание метаморфизма прослеживается и по магматическим породам. Общее направление метаморфических изменений для первично кислых и средних пород заключается в переходе их на ранних стадиях в слюдяные ортосланцы, а затем и ортогнейсы. Для основных пород этот ряд представлен хлоритсодержащими сланцами, в которых обычно присутствуют в больших количествах тальк, эпидот, актинолит (минералы класса силикатов). При более глубоком метаморфизме сланцы превращаются в ортоамфиболиты. Ультраосновные породы преобразуются в тальковые сланцы, а затем в серпентиниты. Серпентиниты состоят главным образом из серпентина и имеют присущую ему зеленую окраску разных тонов, доходящую почти до черной. Структура скрытокристаллическая, текстура массивная. При ультраметаморфических условиях, характеризующихся сочетанием очень высоких температур и давлений, многие из перечисленных пород переходят в гранулиты — кварц-полевошпатовые породы, содержащие значительные количества гранатов (преимущественно пиропа); структура полнокристаллическая мелко- и тонкозернистая, текстура гнейсовидная. При большем давлении образуются эклогиты, массивные породы с плотностью 3 ,35— 4,2г/см , состоящие преимущественно из двух минералов — граната и пироксена (омфацита). Перечисленные породы представляют наиболее распространенные в земной коре продукты регионального метаморфизма, но далеко не исчерпывают всего их многообразия. Из пород, связанных с локальным метаморфизмом, упомянем роговики, возникающие на контакте внедрившейся магмы с вмещающими, преимущественно глинистыми породами. Основным фактором метаморфизма при этом является тепловое воздействие расплава, крометого, давление его на консолидированные породы и привнос некоторых летучих. Роговики обладают микрокристаллической структурой, различной, часто серой до черной, окраской, массивной текстурой. Определенный микроскопически минеральный состав зависит от исходного состава первичных пород. Наиболее обычны кварц, полевые шпаты, амфиболы, пироксены. Роговики часто бывают рудоносны.

 

Практическое занятие № 1

Определение осадочных горных пород, структура и текстура, вещественный состав

Цель занятия: индентификация осадочных горных пород по их внешним признакам и определение их структур и текстур

Средства обучения: коллекционный набор осадочных горных пород, лупы 4-х и 7-ми кратные, 5 -10 % раствор соляной кислоты ( НCl), пипетки, линейки, графики, схемы, чертежи, таблицы, плакаты, компьютер.

Подготовка студентов к занятию:

 Пререквизиты занятия. Для целенаправленного и успешного выполнения лабораторной работы 6 студент должен иметь представление об основах общей геологии, понимать и объяснять следующие понятия и термины: горные породы, их классификация, осадочные горные породы, их генезис, вещественный состав, структуры и текстуры осадочных горных пород

Пояснение к выполнению работ:

Горные породы - это природные минеральные ассоциации (агрегаты), состоящие из преимущественно одного или нескольких минералов, образованные в результате различных физико-химических процессов в земной коре и на ее поверхности (на суше или в водной среде) и слагающие значительные участки земной коры.

 Горные породы характеризуются определенной формой залегания. Им свойственно относительное постоянство химического и минералогического состава, а также строения (текстуры и структуры). Под структурой понимают особенность внутреннего строения горной породы, связанной со степенью ее кристалличности, абсолютными и относительными размерами минеральных зерен (кристаллов) или их обломков, слагающих породу, их формой и взаимоотношениями (например, полнокристаллическая, неполнокристаллическая, стекловатая или грубозернистая, крупнозернистая, среднезернистая, игольчатая, волокнистая структура). Текстура горной породы- это особенность внешнего ее строения, определяемая характером размещения минеральных зерен (или обломков кристаллов), их ориентировкой и окраской (например, выделяют плотную, пористую, флюидальную, пятнистую, слоистую, миндалекаменную и др. текстуры).

По условиям и способу образования все горные породы объединяются в соответствующие группы, а именно магматические (изверженные), осадочные и метаморфические.

В данной практической работе предполагается изучение осадочных горных пород, образующихся на поверхности земной коры (в водной среде или на суше) из продуктов разрушения ранее образованных различного типа горных пород, а также из химических и органогенных осадков. Осадочные горные породы покрывают большую часть (70-75%) поверхности земной коры, но общая масса их составляет всего 10-15 %. Хозяйственное значение осадочных горных пород очень велико. Они служат (также как и другие группы пород) исходным материалом для образования почв, с ними связаны важные полезные ископаемые - железные и алюминиевые руды, нефть и природный газ, ископаемые угли, фосфориты, минеральные соли и пр. Практически все осадочные горные породы (пески, суглинки, гравий, глины, известняки и др. широко применяются в строительстве и в других отраслях хозяйства. Наука непосредственно об осадочных горных породах называется литологией.

 Осадочные горные породы довольно резко отличаются друг от друга в зависимости от условий их образования. По этому признаку, а также по размеру слагающих их частиц все осадочные породы разделяются на классы (Рухин Л.Б.): обломочные (терригенные или кластические) , химические (хемогенные) и органогенные. По величине обломков терригенные горные породы делятся на грубообломочные (псефиты), песчаные (псаммиты), алевриты и пелиты. Среди них выделяют рыхлые породы и сцементированные породы. 

Псефиты: 1) рыхлые, с окатанными обломками- валуны (размер обломков 200 и более мм), галечники (200 – 10 мм), гравий (10-2мм); 2) рыхлые с неокатанными обломками соответственно – глыбы, щебень, дресва; 3) сцементированные : а) обломки окатанные различных размеров – конгломераты, б) обломки неокатанные различных размеров – брекчии (следует отметить, что кроме осадочных выделяют брекчии тектонические, образованные в результате дробления различных пород в зонах тектонических нарушений, а также эруптивные брекчии, возникающие в ходе формирования магматических пород и др.).

Псаммиты объединяют горные породы с размером частиц от 0,1 до 2 мм, рыхлые – пески, сцементированные – песчаники. По величине зерна они подразделяются на грубозернистые (2-1 мм), крупнозернистые (1-0,5 мм), среднезернистые (0,5-0,25 мм), мелкозернистые (0,25-0,1 мм). Псаммиты могут состоять главным образом из обломков одного минерала (кварц или глауконит или полевой шпат и др.) и называются олигомиктовыми , а также полимиктовыми, состоящими из обломков многих минералов (кварц, слюда, глауконит, гранат и пр.).

Карбонатность ( известковистость) псаммитов устанавливается при смачивании породы 5-10 % составом НCl. В случае даже небольшого количества извести на поверхности псаммитов от капли НCl будет наблюдаться «вскипание» (выделяются пузырьки углекислого газа).

При описании песчаников отмечают цвет, структуру и текстуру породы, характер и состав цемента, степень прочности, плотность и пористость, однородность или неоднородность цемента, степень окатанности зерен, минеральный состав (с применением различных луп разного увеличения). Наблюдения проводятся обязательно на свежем сколе.

 По относительной величине обломков псаммиты разделяются на равномернозернистые (сортированные) и разнозернистые.

По минеральному составу выделяют: 1) кварцевые пески и песчаники ( главный компонент- кварц, примеси: полевые шпаты, глауконит, слюды и др.); цемент кремнистый, глинистый, известковистый, глинисто-известковистый, железистый, фосфоритовый и др. ( по составу цемента песчаники могут называться известковистыми, железистыми, кремнистыми и пр.); 2) магнетитовые и гранатовые пески и песчаники; 3) железистые пески и песчаники; пески состоят, к примеру из кварца, покрытого корочками бурого минерала гетита или лимонита; 3) аркозовые пески и песчаники ( главные компоненты кварц, полевой шпат и темный минерал- биотит, роговая обманка, пироксен; образуются за счет разрушения пород кислого состава, в основном гранитов); 4) граувакки- темноокрашенные, зелено-бурые, зелено-серые обломочные породы, состоящие из зерен в основном изверженных пород основного состава (устаревший термин).

Пример макроскопического описания псаммита. Образец плотной горной породы зеленовато-серого цвета, которая состоит из зерен кварца размером 0,3-0,5 мм. Кроме кварца наблюдается большое количество зерен глауконита размером около 0,3 мм, придающие породе зеленоватую окраску. Просматриваются также обломки слюды. При действии НCl отмечается слабое « вскипание» породы, очевидно от наличия небольшого количества извести в ее цементе. Все эти диагностические признаки позволяют определить исследуемую породу как песчаник зеленовато-серый, среднезернистый, полимиктовый (кварцево- глауконитовый), слабоизвестковистый.

 Алевриты. С глинистыми породами (пелитами) псаммиты связаны породами переходного характера – алевритами (рыхлые) и алевролитами (сцементированные). Они слагаются частицами размером от 0,1 до 0,01 мм. К алевритам относятся лесс, лессовидные суглинки, некоторые супеси и суглинки. У алевролитов состав цемента такой же, как и у песчаников. Среди алевролитов можно выделить: 1) разности с хорошо отсортированным составным материалом, состоящим преимущественно из пылеватых или алевритовых частиц; 2) алевролиты, представляющие собой по механическому составу смесь песчаных, алевритовых и глинистых частиц.

Глинистые породы (пелиты). Измельчение минеральных частиц до размеров менее 0,01 мм, происходящее в процессе физического перетирания и химического разложения, приводит к образованию обширной группы горных пород, называемых пелитами или физическими глинами. Среди них различают остаточные и переотложенные разности. Первые представляют собой материал, получающийся при выветривании различных материнских (первичных) пород и который в некоторых случаях остается на месте разрушения (элювий). Образуется кора выветривания, которая может состоять из различных глин, в т.ч. из каолинов (каолинитов) и содержать латеритные бокситы, хром - никелевые вторичные минералы и др.

Каолины – «белые» хемогенные глины, сложенные частицами минерала каолинита, обладающие большой чистотой и высокой пластичностью, как правило, светлого, белого цвета (если не загрязнены соединениями железа и марганца и др.). Первичные каолины содержат зерна кварца, листочки слюды и др. минералов, входящих в материнскую породу. Наиболее «чистые» каолины - это переотложенные разности, залежи которых образуются при размыве коры выветривания(элювиальных образований).

В коре выветривания могут формироваться специфические породы – бокситы. Это довольно плотные, красновато-серого, буровато-красного, реже серого цвета породы, состоящие преимущественно из гидратов оксида алюминия

(Al₂ O₃ * H₂ O и Al₂ O₃ * 3H₂ O), часто с примесью гидрооксидов железа, с обломочной и оолитовой структурой (важнейшее сырье на алюминий).

В общем плане глина – это землистая горная порода самого разнообразного цвета, дающая с водой пластичную массу, твердеющую при высыхании, а при обжиге приобретающую твердость камня (по М.С. Швецову, 1979 г.). Наиболее типичные физические свойства глин: а) пластичность, т.е. способность под давлением принимать любую форму и сохранять ее после прекращения давления, не подвергаясь разрушению; при сильном высушивании или прокаливании пластичность исчезает; б) способность поглощать большое количество воды при размокании (гигроскопичность), отчего происходит разбухание глин; в) водоупорность (после полного насыщения водой); г) способность поглощать некоторые коллоидальные и красящие вещества, масла, основания из солей и пр. (сорбционность); д) огнеупорность – способность противостоять без плавления действию высоких температур.

Чистые глины называют жирными, а со значительной примесью песка – тощими.

Внешние признаки глины при ее описании: а) цвет (при указании сухого или влажного состояния породы), б) пластичность (глина бывает жирная, пластичная, сухая и песчанистая), в) характер примесей, часто обуславливающий окраску (глина бывает углистая – темная, почти черная; битуминозная – темного цвета и с битуминозным запахом, при интенсивном насыщении оставляющая жирное пятно на бумаге и т.д.); г) текстура (листовая, плойчатая и др.); д) растительные остатки и окаменелости.

Аргиллиты – более твердые, чем глины, сцементированные в основном кремнеземом, массивные, неслоистые и несланцеватые глинистые породы, не обладающие пластичностью и вязкостью. Окраска их обычно темная, излом ровный, матовый или раковистый.

Глинистые сланцы. Сланцеватые, тонкоплитчатые глинистые породы, менее плотные, чем аргиллиты. Они легко раскалываются на пластинки разной толщины по плоскостям слоистости или сланцеватости, иногда с шелковистым блеском. Цвет - от светло-серого до черного, от примесей бывают фиолетово-красными, зеленовато-серыми и др. Глинистые сланцы со значительным количеством обугленных растительных остатков называются углистыми, а с большим содержанием битумов – битуминозными или горючими.

Следует отметить, что между псаммитами и глинистыми породами существуют переходные разности, например, супесь (глинистых частиц 10-30 %), суглинок (30-50% глинистых частиц).

Породы химического и органогенного происхождения. В результате различных химических процессов, а также жизнедеятельности животных и растительных организмов как в водной среде , так и на суше возникают хемогенные и органогенные горные породы, часто связанные между собой множеством взаимных переходов, что затрудняет во многом определение их генезиса. Наиболее удобная их классификация по химическому составу. Выделяют карбонатные, кремнистые, сернокислые и галоидные, железистые, фосфатные, углеродистые (каустобиолиты) породы.

 Карбонатные породы. Среди данных пород наиболее широко распространены известняки – образования, состоящие главным образом из кальцита с примесью глины, песка и др. При увеличении количества глинистых частиц (до 30%) известняки переходят в мергели, а при увеличении количества песка – в песчанистые известняки и известковистые песчаники. При определении известняков лучше всего применять реакцию с НCl (бурное «вскипание»). Характерный признак мергеля: после «вскипания» с НCl на поверхности образца остается темное (грязное) пятно. По характеру строения известняки бывают крупно-, средне-, мелко- и неравномернозернистые, афанитовые (плотные), землистые, оолитовые, кристаллическизернистые, обломочные и др. Окраска самая различная. Чистые разности светлые, белые. От примесей бывают серые, кремовые, желтые, зеленоватые и др. 

 Органогенные известняки. Бывают плотные, кавернозные, пористые и др. разности. Они состоят из хорошо различимых раковин (или их остатков) моллюсков, морских лилий, фузулинид, из скелетных образований и известковистых выделений морских водорослей и др. (коралловые, нуммулитовые, фузулиновые и др.). Известняки, состоящие полностью или почти полностью из створок раковин, называются ракушечниками.

А известняки, которые образовались с участием бактерий и состоящие из выделенных ими мельчайших зерен кальцита, относят к дрюитовым.

Писчий мел. В данной породе на долю мельчайших (в основном планктонных) раковин приходится 60-70 % извести, а остальные 30-40% составляет тонкозернистый, порошкообразный кальцит, вероятно химического происхождения.

Среди карбонатных пород химического происхождения выделяют: а) микрозернистые и оолитовые известняки, первые состоят из мельчайших зерен кальцита, вторые - из скоплений шаровидных известковых зерен – оолитов размером от просяного зерна до горошины; б) известковый туф – это пористая или ячеистая известковая порода, образование которой связано с отложением кальцита водами источников, богатых растворенной двууглекислой известью. Часто содержат отпечатки листьев, веточек и др. Туфы с плотным кристаллическим строением, образованные в местах горячих минеральных источников, называются травертинами; в) доломиты. К ним относят породы, содержащие не менее 95 % Ca Mg (CO₃)₂. Доломиты реагируют с холодной НCl только в порошке. Чистые доломиты встречаются редко: самые различные переходы от известняка к доломиту. Известковистый доломит - известняк с содержанием более 50 % Ca Mg (CO₃)₂, доломитовый известняк с содержанием более 5 % Ca Mg (CO₃)₂ и пр. Устанавливают только с применением химического анализа. Пылеватая разность доломита называется доломитовой мукой.

Кремнистые породы. Из кремнистых пород органического происхождения важное значение имеют диатомиты – скопления микроскопических скелетов диатомовых водорослей, состоящих из опала (Si O₂ *n H₂ O. По внешнему виду диатомит - белая или желтоватая, пористая, легкая и мягкая, рыхлая или слабосцементированная порода (похожа на писчий мел). Растирается пальцами, жадно впитывает влагу и прилипает к влажному пальцу.

Трепел внешне практически неотличим от диатомита, но имеет коллоидно- химическое происхождение и состоит из мельчайших зернышек опала, видимых только при сильном увеличении.

Опока – довольно твердая, легкая и пористая кремнистая порода серого, голубоватого, иногда черного цвета, вероятно образованная при сильном изменении трепелов. При ударе опока раскалывается со звенящим звуком на мелкие остроугольные кусочки. Удельный вес опок 0,9-1,2.

Яшмы и черные фтаниты. Это плотные и твердые (твердость около 5-7) породы, сложенные криптокристаллическим кварцем, иногда халцедоном. Яшмы зачастую содержат остатки кремнистых раковин радиолярий, а фтаниты – углистое вещество. Яшмы отличаются красивой окраской: красной (сургучной), зеленой, полосчатой и др. (используют как поделочный материал). На генезис данных образований разные взгляды: вулканогенное, вулканогенно-осадочное, химическое, биохимическое и др. происхождение.

Сернокислые и галоидные породы. Сюда относят каменную соль, гипс и ангидрит, которые в больших объемах в земной коре и с различными примесями (глины, пески и др.) переходят в разряд горных пород. Образуются путем отложения из воды в соленосных бассейнах.

Железистые породы. Данные образования имеют исключительное практическое значение и поэтому представляют собой большой интерес.

Наиболее значимые из них оолитовые железные руды, представляющие по внешнему виду скопления оолитов лимонита диаметром 0,2-15 мм. В таких рудах часто наблюдаются участки, обогащенные марганцевыми минералами (пиролюзит, псиломелан и др.). Эти руды образуются в результате выпадения гидрооксидов железа из воды прибрежных частей морей, а также озер и болот. Если существовал недостаток кислорода, то вначале формировались залежи сидерита и шамозита, затем путем окисления данных минералов могли образовываться бурые железняки.

Фосфатные породы. Осадочные горные породы, богатые фосфатами кальция, называются фосфоритами. Они содержат фосфат кальция в аморфном виде с примесью глинистого и песчанистого материала. Некоторые фосфориты имеют облик песчаника, обладают неровным изломом, другие же имеют афанитовую структуру с гладким ровным изломом. Твердость фосфоритов около 5. Цвет их чаще темный (серый, буроватый или черный), очень характерен чесночный запах, издаваемый фосфоритами при ударе двух кусков породы. Фосфориты чаще всего встречаются в виде конкреций разной формы. Иногда образуют сплошные пласты или разрозненные желваки в песке. Местами встречаются слои песка, глины и др., сцементированные фосфатами, фосфоритизированные органические остатки.

Углеродистые породы (каустобиолиты). Сюда входят торф, ископаемые угли (бурый и каменный уголь, антрацит), горючие сланцы, битумы, нефть

Порядок выполнения работы:

1) Изучить классификацию осадочных горных пород и их диагностические признаки

2) Выбрать из коллекционного набора осадочных горных пород три любых образца, сделать их фотографии или рисунки;

3) Выполнить детальное описание отобранных образцов горных пород по соответствующей схеме: окраска, структура, текстура, твердость, излом, удельный вес, вид и состав цемента, запах, органические остатки, конкреции, выцветы, примазки и др.

3) Используя полученное описание и данные справочного материала дать определение искомых горных пород

Контрольные вопросы:

1. Что такое горные породы?

2. Основные группы горных пород?

3. Структура и текстура горных пород?

4. Кора выветривания, элювий?

5. Классификация терригенных горных пород?

6. Что представляют собой известняки?

Отчет: Оформить практическое занятие в печатном виде на стандартных листах (А 4, шрифт 14), с соответствующим заголовком  «Определение осадочных горных пород, структур и текстур», с указанием задания, ходом выполнения задания (расчеты, формулы, рисунки и пр. ) и выводами, с ответами на поставленные вопросы, списком использованной литературы. Титульный лист общего образца

 

Практические занятия № 2

Геологические карты. Определение по картам: геологическое строение участка. Составление геологического разреза

Общие сведения. Геологическая карта представляет собой «графическое изображение на топографической карте в определенном масштабе геологического строения какого-либо участка земной коры» (Геологический словарь. М.: Недра, 1973).

Это изображение дается условными обозначениями – окраской, штриховкой, буквенными индексами и др. Объяснения этих условных обозначений есть легенда карты.

На топографической основе обозначены моря, реки, озера, населенные пункты, пути сообщения, данные о рельефе местности, переданные, как правило, в горизонталях (изогипсах) и т.д. (рис. 21).

 

Рис. 28. Топографическая карта.

В зависимости от масштаба геологические карты делятся на обзорные (масштаб 1:1 000 000 и мельче), мелкомасштабные (1:1 000 000 – 1:500 000), среднемасштабные (1:200 000 – 1:100 000), крупномасштабные (1:50 000 – 1:25 000) и детальные (1:10 000 и крупнее).

Геологические карты бывают различных типов. Так на общей геологической карте показано распространение выходящих на поверхность Земли горных пород разного происхождения, состава и возраста (рис. 22). К специальным геологическим картам относятся:

1) литологические карты, на которых показывается распространение на поверхности пород различного вещественного состава (песок, глина, известняк и т.д.);

2) карты полезных ископаемых;

3) тектонические карты, где показаны основные структурные элементы участка, деформации горных пород и время их образования:

4) геоморфологические карты, на которых изображены различные элементы рельефа, возраст последнего и его генезис;

5) карты четвертичных отложений и др.

 

Рис. 29. Геологические карты:

1- песчаники; 2- галечники; 3- конгломераты; 4- глины; 5- сланцы: 6 - туфы;

7- кремнистые породы; 8- элементы залегания; 9-разломы; 10- оси складок.

В основе общих геологических карт лежит возрастной признак, который и обуславливает их содержание. Для обозначения относительного возраста горных пород (преимущественно осадочных) существует цветная шкала, принятая II Международным геологическим конгрессом (Италия, г. Болонья, 1881г.): по предложению русского геолога академика А.П. Карпинского. Согласно этой шкале (с некоторыми изменениями и дополнениями) на территории СНГ принято обозначать геологические (стратиграфические) системы следующими цветами:

четвертичную – желтовато-серым;

неогеновую – лимонно-желтым;

палеогеновую – оранжевым;

меловую – зеленым;

юрскую – синим;

триасовую – фиолетовым (сиреневым);

пермскую – светло-коричневым (кирпично-оранжевым);

каменноугольную – серым;

девонскую – коричневым;

силурийскую – грязно-зеленым;

ордовикскую – оливково-зеленым;

кембрийскую – сине-зеленым;

цветовое обозначение протерозоя – светло-розовое, а архея – темно-розовое.

При этом придерживаются правила, по которому «молодые» слои того или иного подразделения закрашиваются в более светлые оттенки того же цвета по сравнению с древними. Так, например, нижний отдел меловой системы закрашивается темно-зеленым цветом, а верхний – светло-зеленым.

Горные породы докембрийского возраста (преимущественно метаморфические) закрашиваются различными оттенками розового цвета.

Магматические породы независимо от возраста обозначаются на геологических картах всех масштабов насыщенными тонами различных цветов (по генетическому и петрографическому признакам)

Интрузивные породы: кислого состава (граниты – γ) – красный цвет; щелочного состава (сиениты - ) – красновато-оранжевый цвет; среднего состава (диориты – δ) – синевато-зеленый цвет; основного состава (габбро - ) – темно-зеленый цвет; ультраосновного состава (пироксениты, дуниты, перидотиты - σ) – фиолетовый (сиреневый) цвет.

Жильные породы: кислого состава (гранит-порфиты – γ) – красный цвет; щелочного состава (сиенит-порфиры - ) – оранжевый цвет; среднего состава (диоритовые порфириты – δ) – синевато-зеленый цвет; основного состава (диабазы, диабазовые порфириты - μ β ) – зеленый цвет.

Эффузивные породы: кислого состава (кварцевые порфиры – πλ, риолиты (липариты) – λ) – оранжевый цвет; щелочного состава (трахиты                                         ) – оранжевый цвет; среднего состава (андезиты – α, андезитовые порфириты - πα) – зеленый цвет; основного состава (базальты – β, базальтовые порфириты – πβ) – зеленый цвет.

Для облегчения чтения карт, особенно при большом количестве красок, которыми закрашены разновозрастные породы, применяют цифровые и буквенные индексы (выше были указаны индексы различных пород).

Для индекса берется начальная буква латинского названия системы. Например, девонская система обозначается буквой Д, каменноугольная – буквой С, пермская - буквой Р и т.д.

Если на карте имеются более дробные подразделения, чем системы, к примеру, отделы, то для их обозначения рядом с индексом системы (справа, внизу) ставится арабская цифра, указывающая на их относительный возраст. Единицей обозначается древний (нижний) отдел, двойкой более молодой (средний или верхний), тройкой – самый молодой отдел (верхний). К примеру, девонская система делится на три отдела: нижний, средний, верхний (Д₁, Д₂, Д₃). Для обозначения более мелких, чем отделы, подразделений, к примеру, ярусов и свит, применяются буквы и цифры.

Пример: С₁v₁dl, каменноугольная система, нижний отдел, визейский ярус, даланкаринская свита.

В случае показа на геологической карте литологического состава горных пород последний изображается при помощи штриховых условных обозначений (к примеру, граниты обозначаются + +, диориты – х х, песчаники … и т.д.).

Часто штриховыми обозначениями показываются различные генетические типы четвертичных отложений: морские, речные, ледниковые, эоловые и др.

Особым условным знаком – обычно красными (или черными) линиями различной толщины (в зависимости от ранга) показываются разрывные нарушения (разломы или дизьюнктивы) – линии сбросов, взбросов, надвигов, сдвигов и т.п. Около линии нарушений ставят углы наклона плоскости нарушения и направление ее наклона (если известны данные параметры).

Чтобы изобразить на геологической карте выходы (обнажения) горных пород до четвертичного возраста (это коренные породы), рыхлые маломощные четвертичные образования, как правило, снимаются с карты. Отложения четвертичного возраста оставляются в основном по долинам рек, ручьев т.е., в местах, где мощность этих отложений довольно значительна, а также на участках, где возраст коренных пород не известен.

На карте выходы слоев (пластов) осадочных горных пород изображают в виде полос; прямолинейных, линзовидных, различно изогнутых, пятнообразных и др. Для точной ориентировки пласта в пространстве существует понятие об элементах залегания пласта, которыми определяется его положение как по отношению к странам света, так и по отношению наклона. К элементам залегания пласта относят: простирание, падение, угол падения (рис. 30).

Рис.30 Элементы залегания слоя.

Пласты (слои) могут залегать горизонтально (субгоризонтально), иметь наклонное (моноклинальное) залегание (падение в какую-то сторону под каким-то углом), а также могут быть смятыми в различные складки и разорванными различными разломами.

Простирание – это протяженность слоя на горизонтальной поверхности Земли. Определяется ориентировкой линии, лежащей в плоскости наслоения, т.е. линии пересечения подошвы или кровли слоя (пласта) с горизонтальной плоскостью. Таких линий в плоскости слоя можно провести много, они отличаются абсолютными высотными отметками. Если слой изгибается по простиранию, то соответственно будет изгибаться и линия простирания. В этом случае простирание в каждой точке может быть измерено по касательной к этой точке.

Простирание слоя определяется азимутом линии простирания, т.е. горизонтальным углом, отсчитываемым от северного направления географического меридиана по ходу часовой стрелки до линии простирания. Азимут простирания может меняться от 0 до 360⁰. Так как любая линия простирания имеет два взаимно противоположных направления, то и азимут простирания может быть выражен двумя значениями, отличающимися на 180⁰.

Падение слоя определяется двумя показателями: направлением падения слоя (или любой плоскости), характеризуется ориентировкой его линии падения по отношению к странам света и определяется азимутом линии падения.

Линия падения слоя – это линия наибольшего наклона подошвы или кровли слоя. Она перпендикулярна к линии простирания, лежит на плоскости наслоения и направлена в сторону ее наклона. Можно провести произвольное число линий падения и простирания, но все линии падения будут параллельны между собой, также как и линии простирания параллельны между собой.

Другая линия, лежащая в плоскости наслоения и перпендикулярная к линии простирания, но направленная вверх, в сторону, обратную падению, называется линией восстания слоя.

Азимут линии падения (азимут падения) – это правый векторный горизонтальный угол, отсчитываемый от северного направления географического меридиана до проекции линии падения на горизонтальную плоскость.

Азимут падения может меняться в зависимости от положения слоя от 0 до 360⁰. Но, в отличие от азимута простирания, он имеет только одно значение.

Азимуты простирания и падения отличаются на 90⁰. Но, зная азимут простирания нельзя определить азимут падения, а обратная задача возможна.

Для полной характеристики залегания слоя необходимо установить также угол его наклона по отношению к горизонтальной плоскости, т.е. угол падения – двугранный угол между плоскостью наслоения (напластования) и горизонтальной плоскостью или вертикальный линейный угол между линией падения и ее проекцией на горизонтальную плоскость. Угол падения может меняться от 0 до 90⁰ (измеряется наклон только плоскости пласта, разрыва, склона и др.).

Элементы залегания пласта определяются горным компасом (рис. 24,25), состоящим из магнитной стрелки и большого лимба (круга), разделенного на 360⁰, необходимых для замеров азимутов, а также из клинометра (отвеса) и полулимба (на дне коробки компаса) для замеров угла падения пласта. Большой лимб устанавливается таким образом, чтобы линия, соединяющая север и юг, была параллельна длинной стороне коробки компаса. Градуировка большого лимба произведена против часовой стрелки и соответственно получена перестановка стран света (востока и запада). Это сделано для ускорения и упрощения производства замеров азимутов. К примеру, при замере азимута по какому-либо направлению компас северной стороной (нулем лимба) направляют на визируемый предмет, совмещая длинную сторону компаса (Север-Юг) с направлением измеряемой линии и непосредственно берут на лимбе отсчет по северному концу магнитной стрелки компаса (перед измерениями, до выезда на полевые наблюдения необходимо вначале убедиться в исправности компаса и выяснить положение Север-Юг магнитной стрелки).

Следует помнить, что измеренные компасом азимуты являются магнитными и отличаются от истинных (географических) в силу несовпадения магнитных и географических меридианов. Для получения истинного азимута вводится поправка на магнитное склонение, т.е. на угол между направлением магнитного и географического меридиана. Для каждой части земной поверхности величина магнитного склонения периодически (со временем) изменяется, в зависимости от места наблюдения.

 

Рис. 31. Горный компас

1- пластинка; 2- лимб; 3 - клинометр; 4 - винт клинометра; 5 - стрелка; 6 - стекло; 7 - арретир; 8-полулимб.

 

Рис. 32. Замеры элементов залегания горных пород горным компасом (по В.Н. Павлинову, 1988г.)

 

Данные о магнитном склонении публикуются в специальных таблицах и указываются на топографических картах.

Склонение магнитной стрелки может быть восточным и западным, а величина его колеблется от долей градуса до 10-13 и более. При этом величина восточного склонения прибавляется к измененной величине азимута, а западного вычитается из нее, например, склонение γ – 7 (восточное); замер магнитного азимута β – 100 Ю.В.; истинный азимут α = β+ γ = 100+7=107 Ю.В.

На современных горных компасах поправку на магнитное склонение можно ввести сразу перед измерениями, повернув лимб специальным устройством на число делений склонения нулем (360⁰) по отношению к метке «север» при восточном склонении – по ходу, при западном – против хода часовой стрелки. После этого (нужно делать все очень точно) показания азимутов, измеренных компасом, будут соответствовать истинным (на данной местности) по отношению к географическому меридиану.

В полевых условиях для определения элементов залегания на поверхности пласта (слоя) необходимо, прежде всего, выбрать наиболее ровную площадку (если это возможно), совпадающую со слоистостью.

При замерах элементов залегания крутопадающего слоя вначале выделяют положение линии падения и значение угла падения. Для этого на выбранной и расчищенной плоскости слоя устанавливают горный компас длинной стороной на ребро, отвесом вниз. Магнитная стрелка должна быть при этом закреплена. Удерживая компас в таком положении, вращают его по поверхности слоя. Наблюдая при вращении за показаниями отвеса, замечают на полулимбе по клинометру (отвесу) наибольший отсчет. Это будет истинный угол падения слоя. А линия по длинному ребру компаса будет линией падения слоя (ее прочерчивают карандашом или любым острым предметом или замечают визуально).

Затем определяют азимут падения. Для этого открепляют магнитную стрелку и компас прикладывается, короткой стороной (строго горизонтально) к поверхности пласта так, чтобы его длинное ребро совпало с линией падения, при этом север лимба (или 0⁰ на лимбе) был направлен в сторону падения слоя. Затем по северному концу магнитной стрелки берут отсчет (магнитный азимут падения). Так как азимут простирания отличается от азимута падения на 90⁰, то его можно не измерять.

Запись отсчетов: например, падение С З 290, угол45 (данные без поправки на магнитное склонение; если внесена поправка, то пишут: азимут истинный).

При пологом залегании слоя (наклон до 15-20⁰) сначала определяют линию простирания (это предпочтительнее). Горный компас в вертикальном положении длинной стороной ставят на поверхность слоя и, поворачивая, находят такое его положение, при котором отвес показывает ноль на полулимбе, при этом длинная сторона компаса будет совпадать с направлением линии простирания. Прикладывая короткой стороной, компас к линии простирания в горизонтальном положении и нулем по падению находят линию падения и замеряют азимут падения по северному концу магнитной стрелки.

При определении вертикально падающих слоев, даек, жил, трещин кливажа, плоскостей разрывов и др. измеряют только их азимут простирания.

При опрокинутом залегании слоев замеры и запись элементов залегания производится также, как и нормально залегающих, только в записи добавляют, что залегание опрокинутое.

Иногда приходится измерять простирание слоя (жилы, дайки) при неясности падения (сложнодислоцированные толщи, недостаточная обнаженность участка) Здесь необходимо установить наличие отдельных выходов, гривок, гребней пласта (жилы, дайки), проектирующих выход пласта (жилы, дайки) на дневную поверхность и встать на один выход, направив компас (нулем от себя) по выходам приблизительно параллельно границам пластов (дайки, жилы) и берут отсчет на лимбе азимута простирания (магнитного).

Изображение элементов залегания слоя (и других геологических тел) производится с помощью транспортира (введя предварительно в замеры поправку на магнитное склонение) или с помощью горного компаса, у которого лимб должен быть, повернут на соответствующую величину магнитного склонения и карта при этом должна быть ориентирована по странам света.

Изображение элементов залегания ведется следующими условными знаками:

              - горизонтальное залегание; _┴30 – нормальное наклонное (длинная черта – линия простирания, короткая черта – линия падения, цифры – угол падения); ⁸⁰ – опрокинутое залегание; •   - вертикальное.

Чтение геологических карт. Для того чтобы представить геологическое строение и историю развития того или иного участка земной коры, необходимо определить условия залегания слоев (горизонтально залегающие, наклонно залегающие или смятые в складки), обязательно нужно учитывать рельеф, так как геологическая карта является двухмерным плоскостным изображением трехмерных (объемных) геологических структур земной коры.

При горизонтальном залегании в плоском нерасчлененном рельефе местности геологическая карта будет представлять сплошное пространство, закрашенное одним цветом, соответственно возрасту слоя, занимающего самые верхние положение в толще горизонтально лежащих слоев. Такая же ситуация будет наблюдаться, если промоины, овраги и русла водотоков будут располагаться в одном слое. Если овраги и реки имеют глубокие долины, а мощность слоев не велика, то по склонам долин выйдут на поверхность несколько слоев (а между долинами – один слой). При этом по мере углубления долины (от истоков к устью) будут обнажаться все более древние горные породы.

Кроме того, косвенными признаками горизонтального залегания слоев на той или иной территории служат равнинный рельеф и древовидный характер речной сети. На карте с горизонталями границы слоев совпадут с последними или пойдут параллельно горизонталям.

При наклонном залегании слоев в условиях нерасчлененного рельефа на геологической карте будет наблюдаться серия слоев в виде полос, сменяющих друг друга в сторону падения от более древних к более молодым.

Если рельеф сильно расчлененный, то конфигурация выходящих на поверхность слоев горных пород будет самая различная, зависящая от направления и угла падения слоев, а также от направления и наклона долин или общих уклонов местности. К примеру, в случае падения слоев в сторону уклона местности, но с меньшим углом или в случае наклона слоев и местности в разные стороны, изгибы горизонталей и границ слоев («пластовые треугольники») на геологической карте хотя и не совпадут, но будут направлены в одну сторону. При более крутом падении слоев по сравнению с уклонами долин горизонтали и границы слоев на карте будут изогнуты в разные стороны.

Реки, текущие в сторону наклона слоев (при нормальном залегании), берут свое начало в более древних слоях и последовательно спускаются на все более молодые слои.

Слои, залегающие вертикально («стоящие на головах»), на геологической карте изображаются в виде сменяющихся друг друга параллельных полос, тянущихся по простиранию слоев.

Участок, сложенный складчатой толщей, изображается на геологической карте в виде длинных полос, симметрично повторяющихся относительно центральной, непарной полосы, соответствующей слою, лежащему по оси складки. Если вдоль оси складки выходит полоса, соответствующая самому древнему слою, а на крыльях он сменяется последовательно слоями все более молодыми, то складка антиклинального типа. В синклинальной складке будет обратная картина: вдоль оси наблюдается непарная полоса, соответствующая более молодому слою и т.д.

Общие признаки складчатого залегания слоев на картах:

- своеобразный характер рисунка: выходы пород различного возраста располагаются полосами по направлению осей складок.

- нет согласованности между выходами слоев различного возраста и направлением речных долин: реки часто переходят с одного слоя на другой, не считаясь с их возрастной последовательностью.

Косвенный признак складчатого залегания слоев – горный рельеф и коленчатое строение речных долин.

Еще более усложняется геологическая карта при наличии разрывных (дизъюнктивных) нарушений, которые обнаруживаются:

 - смещением выхода одновозрастных слоев вдоль определенных (часто прямых) линий;

- удвоением (или вообще повторением) выхода серий слоев, или выпадением слоев, нормально существующих в данном районе;

- соприкосновением по определенным линиям разновозрастных толщ, выведенных на один гипсометрический уровень.

При анализе карт с разрывными нарушениями (разломами) в каждом случае необходимо учитывать падение и простирание слоев, падение и простирание сбрасывателя (сместителя), а также рельеф участка.

Возможны два случая соотношения слоистых толщ, что может быть показано на геологической карте. В первом случае каждая вышележащая толща без каких-либо следов перерыва в осадконакоплении налегает на подстилающие породы, образуя согласное залегание слоев. Во втором случае между вышележащей и подстилающей ее толщами стратиграфическая последовательность прерывается, в результате чего появляется стратиграфическое несогласие (перерыв во времени образования осадков, в основном в этом случае происходит размыв прежде образованных толщ горных пород).

Перерыв в осадконакоплении может быть кратковременным и длительным (из разреза выпадают целые стратиграфические единицы). Отсутствие тех или иных толщ горных пород в основном связывается с положительными вертикальными тектоническими движениями или с сильными подводными течениями.

Стратиграфическое перерывы наиболее выражены угловым несогласием, заключающимся в том, что поверхность несогласия срезает под углом различные горизонты относительно древней толщи и располагается более или менее параллельно слоям верхней толщи. При этом последняя может иметь и наклон, только обычно меньший, чем нижележащая толща.

Несогласное залегание толщ горных пород может быть выражено так называемым притыканием, когда, к примеру, песчанистая или глинистая толща притыкается по разрезу (по простиранию) к рифовым известнякам.

Средне, крупномасштабные и детальные карты обычно сопровождаются стратиграфической колонкой и разрезами (рис. 26,27).

 

 

Рис 32. Стратиграфическая колонка

 

На стратиграфической колонке в возрастной последовательности (рис 26) снизу вверх от древних к молодым условными знаками отображаются дочетвертичные осадочные, вулканические и метаморфические породы, развитые на территории, изображенной на карте. Интрузивные образования на стратиграфической колонке не показываются.

 

Рис.33. Геологическая карта

 

 

\

Рис. 34.Геологический разрез.

Горные породы на колонке расчленяются в соответствии с выделенными на карте стратиграфическими подразделениями. Слева от литологической колонки указывается стратиграфическое положение пород (система, отдел, ярус) и индекс. Справа мощность (в метрах) и состав пород. При крупномасштабных исследованиях используют также местные стратиграфические подразделения – свита, толща, горизонт и др. При описании горных пород обязательно указываются находки ископаемых организмов и их латинское название.

Масштабы для построения колонок зависят от общий мощности пород в разрезе. Принято, что высота колонок не должна превышать 40-50 см, ширина граф, 1-4см. При колебаниях мощности в колонке отображается максимальное ее значение. Согласные границы на колонке указываются прямыми линиями, параллельные несогласия – волнистыми, а угловые – зубчатыми.

Геологические разрезы представляют собой изображение залегания пород на плоскости вертикального сечения земной коры от ее поверхности на ту или иную глубину. Это делается для более ясного понимания характера залегания слоев горных пород на глубине. Геологические разрезы (профили) могут отстраиваться по геологической карте, по данным буровых скважин и горных выработок, по геофизическим и другим материалам.

На геологической карте разрезы составляются по прямым (а при необходимости и по ломаным) линиям в направлениях, которые дают наиболее полное представление о залегании пород, слагающих тот или иной участок. При наличии опорных скважин разрезы проводят через них. На концах линий разрезов и в местах их излома (перегиба) ставятся литерные буквы в алфавитном порядке (в основном русские буквы).

Линии разрезов, как правило, стремятся проводить в крест (перпендикулярно) простирания пластов, т.е. угол встречи должен быть максимальным (около 80-90⁰), иначе необходимо вносить поправки в углы наклона слоев при построении разрезов Пример. Истинный угол падения пласта 15⁰, угол между направлением падения пласта и линией разреза 30⁰. необходимо определить угол наклона пласта на разрезе. Слева в вертикальной шкале находим угол 15⁰ и идем далее в горизонтальном направлении до пересечения с вертикальной шкалой 30⁰. В месте пересечения получаем угол наклона пласта 13,5⁰.

Горизонтальный и вертикальный масштабы разрезов должны соответствовать масштабу карты. Увеличение вертикального масштаба допустимо только для районов с пологим или горизонтальным залеганием пород. Измерять вертикальный масштаб следует до значений, при которых мощность слоя, имеющего максимальное значение на разрезе, будет иметь ширину не менее 1 мм.

Порядок построения геологического разреза:

1. Вдоль выбранного направления на геологической карте проводится линия разреза.

2. Выбирается масштаб построения разреза.

3. Вдоль выбранной линии строится топографический профиль (профиль поверхности, рельеф) по горизонталям.

Для этого на листе бумаги (лучше всего с миллиметровым графлением) проводится прямая горизонтальная линия, называемая нулевой (В.Ф. Барская и др., 1971г.). От нее ведется отсчет вертикальных превышений рельефа. Эта линия будет считаться абсолютно нулевой, когда ее уровень будет совпадать с уровнем океана. Но, как правило, отметки профиля располагаются выше уровня океана. Поэтому, за уровень необходимо брать наиболее низкую высотную отметку исследуемого участка. К примеру, на топографической карте (или географической карте с горизонталями) наиболее низкой отметкой представлена 400 – метровая горизонталь. Эта высота будет нулевой линией профиля. Наибольшая высота участка 1000м. Это будет верхний уровень профиля.

Далее, с обеих сторон выбранной линии профиля (геологического разреза), точно соответствующей по длине на карте, строятся в вертикальные (перпендикулярные к окончаниям линии) отрезки, где в масштабе через 1 см откладываются высоты от 400 (нулевая линия) до 1000 м. Всего 7 отметок.

4. Следующий этап построения профиля – нанесение на нулевую линию точек пересечения линии профиля с горизонтальными на карте. Для ускорения это работы к линии профиля на карте прикладывается полоска бумаги, на которую сносятся точки пересечения профиля с горизонталями (В.Ф. Барская и др., 1971г.) и ставится их абсолютная высота, сюда же необходимо снести точки пересечения горизонталей с руслами рек и тальвегами других эрозионных форм рельефа, характерные отметки. При необходимости увеличения горизонтального масштаба профиля, нужно также во столько же раз увеличивать расстояние между соседними точками на полоске бумаги.

5. Пользуясь вертикальным масштабом и зная высотное положение каждой из полученных точек, приподнимают каждую точку над нулевой линией на соответствующую высоту и ставят новые точки над нулевой линией на перекрестке перпендикуляров от вертикальных отрезков (шкалы высот) и от точек на нулевой линии. Затем соединяют плавной кривой вновь полученные точки (все строится вначале только карандашом) и получается в итоге профиль местности (топографическая основа геологического разреза).

6. На полученную основу наносится геологические данные. Для этого на геологической карте измеряется по линии разреза (геологические разрезы, также как и топографические профили, всегда строятся слева направо и с юга на север) ширина выхода каждого пласта по линии профиля, т.е. геологические границы, а также отмечаются все разрывные нарушения и элементы залегания. Это лучше делать на полоске бумаги вдоль профиля. Полученные отрезки переносим на нулевую линию, а далее также как и в первом случае на топографический профиль. На каждом выходе пласта выставляется индекс возраста горных пород.

7. Определяют характер залегания слоев горных пород по элементам залегания и на основе анализа карты – горизонтальное, моноклинальное или складчатое залегание. Углы наклона слоев откладывают по транспортиру от точек, фиксирующих те или иные границы слоев, разрывных нарушений и т.п. и отмеченных на профиле рельефа. Если угол встречи с границами слоев не равен 90⁰, необходимо в значение углов падения слоев ввести поправки из соответствующей таблицы (угол наклона уменьшается). После проведения подобных построений, выявив характер залегания горных пород, их истинную мощность, необходимо оформить разрез: раскрасить по возрасту толщи горных пород, поставить все индексы, дать ориентировку профилю, к примеру, на левом конце разреза будет «З» (запад), на правом – «В» (восток).

Геологический разрез также как и карта должен быть подписан: вверху (над разрезом) Геологический разрез по линии А-Б масштабы горизонтальный…вертикальный…

внизу под разрезом – условные обозначения…

      Составил…

      Дата…

Терминология. Геологическая карта. Стратиграфическая колонка. Геологический разрез. Элементы залегания слоя. Горный компас. Азимуты падения, простирания.

ЗАДАНИЕ. Составить геологические разрезы и стратиграфические колонки по геологическим картам, изображенным на рисунках

 

Рис.35. Геологическая карта участка Надежда.

Масштаб 1:50000

1 - лавы среднего состава, 2 - лавы кислого состава; 3- конгломераты; 4-галечники; 5-песчаники с галькой среднего девона; 6-песчаники; 7 - элемен­ты залегания.

Оборудование. Чертежные принадлежности, литература.

Задание

1 Построить стратиграфическую колонку и геологический разрез по карте с горизонтальным залеганием слоев.

 2 Для района р. Даут установлено горизонтальное залегание слоев . Необходимо составить геологическую карту района р. Даут по данным буровой скважины 1, разрез которой приведен на рисунке 6 и построить геологический разрез по карте по линии А-Б.

 

1 нижний отдел меловой системы, валанжинский ярус, кварцевые пески; 2 — нижний отдел меловой системы беррияский ярус, конгломераты; 3 — верхний отдел юрской системы, оксфордский ярус, глины песчанистые; 4 — верхний отдел юрской системы, келловейский ярус, глины слюдистые; 5 — средний отдел каменноугольной системы, известняки

Рис. 36.Геологическая карта. Масштаб 1:10000

Геологический возраст

1) Докембрийские;

2) Раннепалеозойские

Геологические структуры

Главные структуры – уплотненные рассланцованные тектонические зоны, усложненные складчатостью и разломами.

Выделяются три группы структур:

1) складчато-трещинные;

2) складчато-разрывные;

3) зон смятия

Физико-химические условия образования

Метаморфогенные месторождения образуются при высоких Т, иногла Р и участии минерализаторов (Н₂O, CO₂, H₂S др.)

Температура образования.

1) Верхняя 950-900°(парагенезис: гиперстен + пироксен);

2) Высокая 750-700°(мусковит);

3) Средняя 600° (хлорит);

4) Нижняя 500-450° (каолин).

Давление.

1500-1700 МПа (В.И.Смирнов);

700-200 МНп (В.Соболев)

Роль воды.

При метаморфизме участвуют четыре типа воды:

1) вода перового пространства (неметаморфизированных пород);

2) вода в минералах-гидратах;

3) вода, поступающая из зон высоких ступеней метаморфизма вследствие гидратации в зоны низких ступеней;

4) ювенильная вода (магматическая).

Роль воды заключается в следующем:

- пары воды создают высокое давление;

- понижают Т;

- ускоряют процессы метаморфизма;

- растворяет химические соединения, участвующих в реакциях.

Роль углекислоты. При метаморфизме карбонатсодержащих пород увеличивается парциальное давление углекислоты.

Систематика месторождений

Подразделяются на 2 группы:

1) метаморфизованных;

2) метаморфических месторождений.

Этапы поисковых работ

Различают следующие этапы поисков месторождений полез­ных ископаемых: 1) общие поиски, 2) детальные поиски, 3) поисково-оценочные работы.

Общие поиски имеют целью выявление площадей, перс­пективных на нахождение месторождений полезных ископаемых, а также обнаружение самих месторождений и их оценку. Такие поиски осуществляются с помощью геологических, геофизиче­ских, геохимических методов, а также с применением горных и буровых работ. В результате общих поисков обосновывается оценка перспектив исследованной территории на тот или иной вид минерального сырья и даются рекомендации относительно очередности дальнейших более детальных поисковых работ.

Детальные поиски проводят на тех площадях, где вы­явлены перспективные рудопроявления, и на перспективных пло­щадях, выделенных при общих поисках или находящихся в рай­онах известных месторождений. Задачей детальных поисков являются оценка перспектив исследованной территории и выяв­ление скоплений минерального сырья, заслуживающих дальней­шей оценки. Детальные поиски в зависимости от геологических условий осуществляются комплексом наиболее рациональных поисковых методов с применением горных и буровых работ. Масштаб детальных поисков (1:10 000 и крупнее) выбирают в зависимости от сложности геологического строения исследуе­мой территории и особенностей рудоносных площадей, рудных полей, ожидаемых месторождений и отдельных рудных тел.

Поисково-оценочные работы проводят на перспективных проявлениях полезных ископаемых, выявленных на ран­них этапах поисков. Задача этих работ состоит в перспективной оценке выявленных минеральных скоплений и обоснованном вы­боре месторождений для предварительной разведки. Решение указанной задачи осуществляется при комплексном выполнении специальных геологических, геофизических и геохимических ис­следований с использованием буровых и горных работ; в значи­тельных объемах проводят опробование полезного ископаемого по естественным и искусственным обнажениям. В результате поисково-оценочных работ должен быть определен геологопро-мышленный тип, установлены геологические границы месторождения в плане и составлен геологически обоснованный прогноз доведении рудных тел на глубину.

Предварительная разведка

В результате предварительной разведки определяется про­мышленное значение месторождения, выделяются промышлен­ные и непромышленные участки, а также устанавливается от­носительная промышленно-экономическая ценность месторожде­ния по сравнению с другими месторождениями данного типа.

Предварительная разведка проводится на месторождениях, получивших оценку в результате поисково-разведочных работ.

В результате предварительной разведки проводящая эту работу организация должна составить заключение, или технико-экономический доклад (ТЭД), о целесообразности промышлен­ного освоения месторождения. На основании такого заключения выносится решение о дальнейшем изучении, об очередности де­тальной разведки, планируется строительство горнорудного предприятия.

Задачи предварительной разведки сводятся к следующему:

1) определить общие размеры месторождения, т. е. устано­вить контур месторождения по площади и на глубину;

2) подсчитать ориентировочные запасы промышленных кате­горий по количеству и распределению, обеспечивающие про­мышленное горнорудное предприятие;

3)  при положительных результатах суммировать все данные для составления ТЭДа.

В результате проведения предварительной разведки устанав­ливаются факторы, контролирующие строение месторождения, его геологические и структурные особенности, основные законо­мерности изменчивости вещественного состава, распределения полезных, вредных и сопутствующих компонентов, составляют детальную геологическую карту месторождения.

Детальная разведка

Детальная разведка представляет собой завершающую предпроектную стадию изучения и освоения месторождений. Она проводится на предварительно разведанных месторождениях, получивших положительную оценку, на основе составляемых после предварительной разведки ТЭДов. Особенностью детальной разведки по сравнению с поисками и предварительной разведкой является точное определение границ объекта как в плане, так и на глубину.

К специальным задачам детальной разведки относятся: 1) определение технических и технологических свойств полез­ного ископаемого в заводских и полузаводских условиях; 2) проведение пробно-эксплуатационных работ; 3) детальное изучение на основании специальных опытных работ гидрогеологических и инженерно-геологических условий, газового и термального режима проходки и эксплуатации горных выработок; 4) геометризации полезного ископаемого по естественным и про­мышленным его типам и сортам; 5) определение источников водоснабжения будущего предприятия и населения промышленного города.

На стадии детальной разведки довольно широко применя­ются подземные горные работы, поэтому существенным элементом геологических работ на этой стадии являются подземные геологические съемки на базе маркшейдерских планов.

Поскольку детальная разведка — завершающая стадия изучения месторождения перед его передачей в промышленность, на этой стадии обобщаются геологические материалы (ряд сводных геологических документов на основе детальной геологиче­ской карты месторождения).

Проектирование и строительство горнорудного предприятия осуществляется после окончания детальной разведки.

Эксплуатационная разведка

Основная задача эксплуатационной разведки состоит в уточ­нении контуров тел полезного ископаемого, его запасов и каче­ства с целью получения надежных геологических данных и ма­териалов для обоснования планирования эксплуатационных работ.

В результате эксплуатационной разведки могут быть увели­чены запасы сырья на предприятии за счет обнаружения новых рудных тел, параллельных и слепых тел полезного ископаемого, расположенных в непосредственной близости от отрабатывае­мого тела; а также вовлечены в отработку некондиционные руды или уменьшены запасы за счет выявления пережимов, безрудных участков и т. п.

 

Практическое занятие № 3

Составление схематических стратиграфических колонок

Цель занятия: Получение навыков работы с геологическими картами по составлению стратиграфических колонок

Средства обучения: набор геологических карт, чертежные принадлежности, графики, схемы, чертежи, таблицы, плакаты, справочная литература, компьютер.

Подготовка студентов к занятию:

Пререквизиты занятия. Для целенаправленного и успешного выполнения практического занятия студент должен иметь представление об основах общей геологии, понимать и объяснять следующие понятия и термины: горные породы, их классификация, формы залегания горных пород, относительный и абсолютный возраст горных пород, геохронологическая и стратиграфическая шкалы, пласт и его элементы, складчатые и разрывные нарушения и их элементы, топографические и геологические карты и их виды, стратиграфические колонки и геологические разрезы, условные обозначения и легенда к геологическим картам.

Пояснение к выполнению работ:

На основании изменений в развитии органического мира вся история Земли учеными подразделяется на ряд геохронологических этапов (эон, эра, период, эпоха, век, время), которым соответствуют определенные комплексы отложений (толщ осадочных горных пород) – эонотема, эратема (группа систем), система, отдел, ярус, зона или горизонт. В течение этих этапов развития Земли в различных районах происходил процесс либо накопления осадков, либо разрушение ранее накопленных отложений. Поэтому полный разрез, включающий все известные группы и системы в одном каком- либо месте не известен ни в одной точке Земли. Поэтому при геологических исследованиях практически всюду используют вспомогательные стратиграфические (литостратиграфические, litos – камень; stratum-слой) (местные или региональные) подразделения: серия, свита, подсвита, пачка, слой (слои).

На основании эволюции органического мира вся история Земли подразделена на пять крупных промежутков времени – эр, в названии которых отражена общая характеристика развития органического мира: 1.Архейская (древнейшая эра); 2.Протерозойская (эра первичной жизни, от греч. протерос-первичный и зоэ- жизнь); 3.Палеозойская (эра древней жизни); 4.Мезозойская (эра средней жизни); 5.Кайнозойская (эра новой жизни). В течение эр образовались крупные стратиграфические комплексы горных пород, названные группами (эратемами), в отложениях которых отражаются наиболее крупные этапы развития Земли, своеобразие геологических отложений и органического мира. На границе групп наблюдаются следы крупнейших в истории Земли тектонических движений (горообразование, обширные континентальные поднятия, регрессии моря, бурная магматическая деятельность и др.), в результате которых резко менялись размеры, конфигурация суши и морей, рельеф земной поверхности, климат и как следствие этого смена органического мира. Для каждой из групп характерно присутствие в отложениях только ей присущих ископаемых остатков тех или иных древних организмов.

Поэтому при геологических исследованиях (например, составление геологических карт, геологических разрезов, стратиграфических колонок и пр.) все толщи горных пород рассматриваются с учетом условий и времени их происхождения, последующего преобразования и взаимных связей в пространстве. При геологическом картировании необходимо прежде всего знать возрастную (геохронологическую) последовательность накопления горных пород, участвующих в геологическом строении того или иного участка земной коры. В связи с этим важнейшей задачей является определение относительного возраста горных пород, т.е. установление того, какие породы образовались раньше, а какие позднее и к какой стратиграфической единице они относятся. Этим занимается наука стратиграфия. Среди существующих методов определения относительного возраста отложений наиболее распространены стратиграфический, петрографический и палеонтологический. Стратиграфический метод заключается в изучении взаимоотношений слоев (и комплексов) друг с другом, прослеживание их на площади и установление последовательности их образования во времени. Обычно осадки накапливаются слоями, последовательно ложащимися друг на друга, поэтому нижний слой в разрезе является более древним, чем лежащие над ним слои. Это справедливо для ненарушенного (первичного) залегания слоев, т.к. с течением времени толщи слоев могут быть смяты в складки, перевернуты, разорваны разломами и растащены и пр. В таких случаях дополнительно привлекаются другие методы по определению относительного возраста горных пород, например, литологический или петрографический метод, основанный на сравнении горных пород по их составу и особенностям строения (структуры, текстуры, минерального состава и пр.). Наиболее надежным методом определения относительного возраста отложений является палеонтологический, заключающийся в изучении остатков животных организмов (фауны) и растений (флоры), захороненных в горных породах. Обнаружение одинаковых палеонтологических остатков в породах участков, даже значительно удаленных друг от друга, позволяет установить их одновозрастность не зависимо от их состава и условий залегания слоев (но только в случае наличия сохранившихся так называемых руководящих форм ископаемых организмов). Применяется и палинологический метод, где исследуются споры и пыльца древних растений.

Назначение и составление стратиграфической колонки.

Средне-крупномасштабные и детальные геологические карты обычно сопровождаются стратиграфической колонкой, где в возрастной последовательности (охарактеризованной выше) снизу вверх от древним к молодым условными обозначениями нанесены дочетвертичные осадочные, эффузивные и метаморфические горные породы, развитые на территории, изображенной на той или иной геологической карте (рисунок 26).При большой мощности и разновозрастности четвертичных отложений, для последних составляется отдельная стратиграфическая колонка. Интрузивные породы на колонке не показываются. Все горные породы на стратиграфической колонке расчленяются в соответствии с выделяемыми на карте стратиграфическими подразделениями. Колонка вставляется в таблицу, где слева от колонки указывается возраст пород (система, отдел, ярус и пр.) и возрастной индекс; справа – истинная мощность отложений в каждом подразделении, характеристика горных пород, обязательно встреченные в них окаменелости и данные палинологического анализа (название дается на латинском языке). Согласные стратиграфические границы в колонке изображаются прямыми линиями, параллельные несогласия- волнистыми, угловые несогласия- зубчатыми.

Рис.37. Стратиграфическая колонка

 Масштаб для построения стратиграфической колонки различный, зависит от мощности отложений (при колебаниях мощности в колонке изображается ее максимальное значение и указываются крайние пределы цифрами). Различают три вида мощности слоя: истинная, видимая, неполная. Истинной мощностью называется кратчайшее расстояние (перпендикуляр) между кровлей и подошвой слоя. Кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой по склону (или при выходе слоя на эрозионный срез при его наклонном залегании) – видимая мощность. Если замеряют расстояние от кровли или подошвы слоя (пласта) до любой поверхности, находящейся внутри слоя, говорят о не полной его мощности.

Истинную мощность, как правило, приходится вычислять. При горизонтальном залегании и выровненном рельефе земной поверхности для определения мощности проходятся горные выработки и бурятся скважины. Если рельеф неровный, то истинная мощность слоя будет равна разности между абсолютными отметками кровли и подошвы. Можно определить также истинную мощность h слоя, измерив предварительно его видимую мощность a по склону и угол q наклона рельефа по формуле: h=a*sin q.

В других случаях истинную мощность отложений определяют исходя из общих геологических позиций, а также по геологическим разрезам, по скважинам и горным выработкам и пр.

Порядок выполнения практического занятия:

Задание 1. В результате геологических исследований, проведенных на участке Восточный, была составлена геологическая карта масштаба 1:10000. На участке откартированы верхнекаменноугольные известняки с зонами сульфидной минерализации, триасовые туфопесчаники, юрские доломиты с отпечатками папоротниковидных растений, меловые известковистые песчаники с фауной белемнитов, палеогеновые пестроцветные глины и неогеновые пески. Залегание слоев горных пород горизонтальное. По данным бурения и по рельефу определены абсолютные отметки кровли и подошвы толщ отмеченных стратиграфических подразделений, далее (м) соответственно первое число –абсолютная отметка кровли, второе число, то же – подошвы: неоген -270 и 258; палеоген-258 и 242; мел -242 и 228; юра – 228 и 210; триас – 210 и 185; карбон – 185 и ниже; подошва верхнекаменноугольных известняков не определена. Для выполнения задания взять абсолютную отметку в 50 м. По приведенным данным вычислить мощности отмеченных стратиграфических подразделений, выбрать условные обозначения для откартированных горных пород и составить стратиграфическую колонку к геологической карте участка Восточный. Рабочий масштаб 1:1000.

Задание 2. Составить стратиграфическую колонку к геологической карте участка Восточный, изображенной на рисунке 1. Ход выполнения задания 2 следующий: а) составить топографический профиль по линии В-Г, используя близлежащие к линии абсолютные отметки рельефа участка (точки и рядом числа) и речную сеть; б) определить характер складчатости в осадочных отложениях участка Восточный и выявить виды складок; в) составить геологический разрез к представленной карте по линии топографического профиля В-Г, принимая углы падения контактов (границ) палеозойских стратиграфических подразделений равными 50⁰ и залегание нижненеогеновых отложений за горизонтальное; в) вычислить по разрезу мощности стратиграфических подразделений и составить стратиграфическую колонку

 

 

Рис. 38. Геологическая карта участка Южный (складчатая область Урала)

Масштаб 1:10000

1-кремнистые песчаники; 2 - опоки; 3 - песчанистые глины; 4 - пески с фосфоритами; 5 - известняки слоистые; 6 - песчанистые глины и пески с углем; 7 - мергели доломитизированные; 8 - известняки массивные; 9 - мергели кремнистые; 10 - глины плотные: 11 - песчаники.

Контрольные вопросы:

1) Что представляет собой стратиграфическая колонка?

2) Что изучает наука стратиграфия

3) Как определяется истинная мощность слоя?

4) Какие бывают несогласия в залегании горных пород?

5) К какой стратиграфической группе относится меловая система, ее индекс?

6) Какие системы входят в мезозойскую группу?

Отчет: Оформить практическое занятие в печатном виде на стандартных листах (А 4, шрифт 14), с соответствующим заголовком ( например, практическое занятие «Чтение и составление стратиграфических колонок по геологическим картам»), с указанием задания, ходом выполнения задания (расчеты, формулы, рисунки и пр. ) и выводами, с ответами на поставленные вопросы, списком использованной литературы. Титульный лист общего образца

 

Учебно-методическое пособие

ОП. 01 ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ

ОП. 01 Основы геологии

профессия отделение 13590 Машинист буровой установки

профессионального обучения и дополнительного профессионального образования

 

Составитель Майорова Н.П

 

 

Рассмотрено и утверждено на заседании цикловой комиссии геотехнологических дисциплин Протокол № от Председатель Бакумов Е.А.

 

2019
Содержание

 

1	Тема 1. Общие сведения о Земле	3
2	Тема 1.2. Геологические процессы	20
3	Тема 1.3 Подземные воды. Геологическая деятельность подземных вод.	36
4	Тема 1.4 Вещественный состав земной коры	40
5	Тема 1.5 Основы структурной геологии	61
6	Тема 1.6 Основные типы месторождений полезных ископаемых. Основы геологии нефти и газа. Стадии геологоразведочных работ.	96
7	Тема 1.7 Основы гидрогеологии.	119
8	Тема 1.8. Основы инженерной геологии.	124

 

Предисловие

Геология занимается изучением строения, состава, условий образования и истории развития Земли и ее органического мира в прошлом, а палеоэкология исследует сообщества древних организмов в соответствующих физико-географических средах, то последняя свои исследования может проводить в основном используя геологические документы (минералы, горные породы, остатки древних вымерших организмов и следы их жизнедеятельности).

Тема 1.1 Общие сведения о Земле

Форма и размеры Земли

Земля одна из девяти планет, вращающихся вокруг Солнца (третья планета от Солнца). Это – Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Земля находится от Солнца на среднем расстоянии 149500 млн.км. Земля имеет спутник Луну, находящуюся от Земли на расстоянии (в среднем) 384.400км. Луна имеет поперечник в 3,1 раза меньше поперечника Земли. Плотность Луны – 3,3 г/см³. В период одного оборота Земли вокруг Солнца, Луна бывает то впереди Земли (последняя четверть), то позади нее (первая четверть), между Солнцем и Землей (новолуние) и дальше от Земли (полнолуние). В связи с взаимодействием Луны и Земли, длина земных суток увеличивается на 0,001 сек. в столетие. Период вращения Луны вокруг оси (27,5 суток) равен обращению ее вокруг Земли. Поэтому Луна обращена к Земле одной стороной (рис. 1).

 

 

Рис. 1-. Движение Земли и Луны вокруг барицентра и фазы Луны, (по К А Куликову, 1977г.)

 

Форма Земли имеет сложный характер. На рубеже XVII-XVIII в.в. И.Ньютон теоретически обосновал, что Земля из-за вращения имеет форму эллипсоида вращения. Разница между экваториальным и полярным радиусами составляет около 21 км. Но Земля сжата не только на полюсах, но и по экватору (наибольший и наименьший радиусы по экватору отличаются на 210м). Значит Земля является трехосным эллипсоидом вращения. Кроме того, по расчетам Т.Д. Жонгловича и др. южный полюс находится ближе к экватору, чем северный.

Все это усложняется расчлененностью рельефа. Самая высокая точка на земле – г. Джомолунгма (Эверест) в Гималаях – 8.848м. Наибольшая глубина океана 11.034м в Марианской впадине. Учитывая такие особенности, немецкий физик Листинг еще в 1873г. назвал фигуру Земли геоидом (средний уровень моря по всей поверхности Земли ( рис. 2).

 

Рис 2. Соотношение поверхностей геоида, сфероида и земной коры (по М.М. Жукову, 1970г.)

1-поверхность земной коры; 2-поверхность сфероида; 3-поверхность геоида; 4-отвесы - линии, перпендикулярные к поверхности геоида

 

В СНГ до настоящего времени принимался эллипсоид Ф.Н. Красовского, основные параметры которого следующие: экваториальный радиус – 6378,245 км, полярный радиус – 6356,863км. Полярное сжатие – 1/298,25; объем Земли – 1,083*10¹²км³, а масса – 6*10²⁷т. Ускорение силы тяжести на полюсе 983 см/сек²; на экваторе - 978 см/сек². Средняя плотность Земли 5,52 г/см³. Скорость движения Земли по орбите 29,27-30,27 км/сек. Средняя длина дуги по меридиану в 1⁰ равна 111 км. Площадь поверхности Земли 510 млн. км², из которых 70,8% - Мировой океан и 29,2% - суша. Распределение океанов и материков: в северном полушарии – 61 и 39%, в южном – 81 и 19% (рис. 3).

Рис.3. Распределение суши и моря на поверхности Земли (по М Жукову 1970г.)

Строение Земли

Характерное свойство земного шара – это его неоднородность, оболочечное строение (рис. 4).

Рис. 4. Схема зонального строения Земли (по В.А. Магницкому, 1965г.)

Оболочки Земли подразделяются на внешние и внутренние, к последним относится земная кора, мантия и ядро. К внешним оболочкам – атмосфера, гидросфера, биосфера. Концентрическое строение земного шара объясняется дифференциацией вещества, происходящей в его недрах.

Земля представляет собой большой магнит, т.е. имеет сложное магнитное поле (магнитосферу, рис. 5).

Рис. 5. Структура околоземного космического пространство (по К. Куликову, 1977г.)

Внешние сферы Земли. Атмосфера. Это верхняя воздушная оболочка Земного шара, верхняя граница которой находится на высоте около 2000 км, где наблюдаются отдельные ионы воздуха (теоретически возможно до высоты 28 тыс. км над полюсами и 42 тыс. км над экватором, Жуков М.М., 1970г.). Нижней границей атмосферы является поверхность Земли, но так как воздух проникает в почву и в морскую воду, эта граница так же как и верхняя довольно условная.

Обща масса атмосферы равна 5,13*10²¹т. (90% всей массы атмосферы заключено до высоты 15 км. от поверхности Земли). Атмосфера состоит из смеси различных газов: азот – 78,09%, кислород – 20,95%, на долю остальных газов приходится менее 1% - аргон, ксенон, неон, криптон, водород, углекислый газ, озон, метан, гелий, водяной пар, кроме того в атмосфере присутствуют частицы пыли вулканического, космического, эолового и техногенного происхождения.

В атмосфере выделяют 5 основных слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, ионосфера (термосфера) и экзосфера. Между сферами выделяют промежуточные слои – тропопауза, стратопауза, мезопауза.

Наибольший научный и практический интерес представляет тропосфера, циркуляция воздуха в которой и определяет погоду планеты. Толщина этой сферы зависит от географической широты, так в полярных областях верхняя граница тропосферы проходит на высоте 8-10 км, в умеренных широтах на высоте 10-12 км, а в тропиках поднимается до высоты 16-18 км от поверхности Земли. Воздух имеет вес и давит на Землю на уровне моря (широта 45⁰) при температуре 0⁰С с силой 10333 кг/м² (1 атмосфера). Другая единица измерения – миллибар, равный 0,75мм ртутного столба. Давление 1 атм. равно 760 мм рт. столба (1913,2 миллибара). При подъеме на высоту давление изменяется (в мм рт.ст.): 0 км - 760; 1 км – 675; 2 км – 596; 3 км – 526; 4 км – 462; 5 км – 406; 10 км – 200.

Температура воздуха в тропосфере снижается в среднем на 0,5-0,6⁰ С на каждые 100 м. На границе тропосферы температура в полярных областях (60-65⁰ С), над экватором (– 75-80⁰ С).

Циркуляция тропосферы обусловлена неравномерным нагреванием поверхности Земли, вызывающим различия в атмосферном давлении над разными участками земной поверхности (рис. 6).

Рис. 6. Схема циркуляции атмосферы Земли (по Х.П. Погосяну, 1962г.)

Воздух из области повышенного давления перемещается в область с пониженным давлением. Это перемещение – ветер. Кроме того, динамика атмосферных движений определяется силой Кориолиса (возникает в результате вращения Земли вокруг своей оси) и силой трения, возникающей в результате «прилипания» нижнего слоя воздуха к поверхности Земли.

Так как Земля вращается, то на предметы находящиеся на ее поверхности (в т.ч. и на гидросферу, литосферу и атмосферу) действуют силы трения - центробежная и сила Кориолиса. В динамике атмосферы и океана в основном учитывается горизонтальная составляющая (К) силы Кориолиса (названной так по имени французского физика Кориолиса).

К=2ρ*W*sinγ*V, где

ρ – плотность воздуха, W – угловая скорость вращения Земли, γ – широта местности, V – скорость движения тела. Эта сила всегда действует под прямым углом к направлению движения вправо в северном полушарии и влево – в южном. Поэтому под воздействием этой силы в северном полушарии происходят такие процессы, как подмыв водой правых берегов рек, более быстрое изнашивание правого рельса на железных дорогах; деривация пуль и артиллерийских снарядов, отклонение воздушных масс, движущихся с севера – на запад, с юга – на восток, с запада – на юг и т.д., т.е. если в нижних слоях атмосферы воздух течет от полюсов к экватору, должны дуть восточные ветры, а в верхних слоях, где теплый воздух от экватора перемещается к полюсам - западные ветры. Фактически движение воздуха намного сложнее и практически всегда турбулентное, т.е. такое движение, когда отдельные объемчики воздуха перемещаются по неправильным хаотическим траекториям с поперечными и даже обратными отклонениями от общего смещения (в основном вихревой характер). Ветер представляет собой здесь быструю смену порывов и затиший. Скорость его изменяет свою величину и направление случайным образом. До сих пор модель циркуляции атмосферы полностью не разработана. Ветры, дующие со стороны субтропиков к экватору, в Северном полушарии приобретают северо-восточное направление, а в Южном – юго-восточное направление. Это постоянно дующие ветры планетарного масштаба называются пассатами. Неравномерное распределение суши и моря также осложняет общую циркуляцию атмосферы. Летом, когда суша нагревается больше, чем океан, возникают ветры, дующие с океана. Зимой, наоборот, суша охлаждается быстрее чем океан, и ветры дуют со стороны суши. Эти сезонные ветры на больших площадях называются муссонами. Такие ветры на побережье морей называются бризами (морскими). Аналогично возникают горно-долинные ветры. Днем они дуют в направлении гор, а ночью, когда горы охлаждаются быстрее чем долины, с гор дуют холодные ветры.

В общем плане движение воздуха в атмосфере складывается из наложенных друг на друга течений – вихрей самых различных масштабов. Поперечные размеры вихрей – от долей см до несколько тысяч км. Непосредственно можно наблюдать только такие вихри как смерчи, пыльные вихри, вихри связанные с грозами. Мелких и очень крупных вихрей, если находиться на земной поверхности, невидно. Крупные вихри определяют погоду. Они видны на синоптических картах. Это – антициклоны, циклоны, тропические циклоны – тайфуны. Антициклоны – области повышенного давления. Воздух здесь циркулирует нисходяще от центра по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой стрелки – в Южном. Размеры их разнообразны – от нескольких сот км. до 10.000км. Погода в них обычно ясная со слабыми ветрами или штилем.

Циклоны - области низкого давления, где воздух в основном восходящие циркулирует вокруг центра против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой стрелки в Южном.

Поперечник циклонов от нескольких сот до нескольких тысяч км. Скорость ветра около 20 - 90 м/с. Характерно образование мощной облачности и выпадение осадков.

Тайфуны – тропические циклоны, имеют меньшие размеры, чем обычные циклоны. Но давление в центре тайфуна ниже, чем в обычных циклонах и скорость ветра достигает - 100 м/сек. Колоссальные разрушения, бедствия, наводнения. Срок жизни всех крупных вихрей – несколько дней. Самым разрушительным вихрем является торнадо (смерч). Поперечник несколько сот метров. Срок жизни ~ 5-10 мин. Циркуляция воздуха различная. Скорость ветра до 200 - 300 м/сек. Такой ветер скручивает железные опоры, разбивает в щепки деревья, опрокидывает вагоны. Иногда такие вихри поднимают людей, машины в воздух и перенося на какое-то расстояние, плавно опускают на землю.

Присутствие в воздухе водяного пара определяет его влажность. Абсолютная влажность – количество водяных паров, содержащихся в 1 м³ воздуха, измеряемое давлением пара в мм ртутного столба или в г/м³.

Абсолютная влажность воздуха увеличивается при повышении его температуры, т.к. при нагревании воздух поглощает больше паров воды.

Относительная влажность – это выраженное в процентах отношение содержащейся в воздухе влаги к количеству ее, достаточному для полного насыщения воздуха водяными парами при данной температуре. Служит хорошим индикатором степени сухости климата. В районах, где относительная влажность низка, воздух будет сухим, даже при большой абсолютной влажности. В Сахаре абсолютная влажность иногда доходит до 25 мм (как в дождливой зоне), но относительная влажность не превышает 21% (иногда падает до 4%). Наоборот, в тундре Сибири абсолютная влажность 2,5 мм, но из-за низкой температуры воздух насыщен водяным паром и относительная влажность доходит до 70-85%. Поэтому в тундре воздух влажный и площадь заболочена.

Количество выпадающих осадков измеряется толщиной равномерного слоя воды (в мм), который они образовали бы на поверхности Земли при отсутствии испарения и просачивания. К примеру, на Черноморском побережье Кавказа годовое количество осадков достигает 2000 мм, а в Прикаспии падает до 150-200 мм.

Важной составляющей атмосферы является озон, представляющий собой аллотропную модификацию кислорода (О₃). Озон - это при нормальных условиях газ (t_кип. – 1280⁰С). Интенсивное образование озона происходит в стратосферных слоях атмосферы, где максимальное количество озона достигает на высоте 18-30км, затем уменьшается практически до нуля на высоте около 70 км. Озон поглощает ультрафиолетовую радиацию (длина волны 220-320 нмк), играет большую роль в тепловом режиме атмосферы и в создании оптимальных условий для органической жизни на Земле. Наибольшее количество озона в атмосфере наблюдается весной, наименьшее осенью и зимой. Летом максимальное содержание озона в воздухе наблюдается на широте около 60⁰. Количество озона всегда больше в области циклонов и меньше в антициклонах.

Выше тропосферы идет стратосфера до высоты 50-60 км, где давление около 0,25 миллибар. Выше 30-35 км температура начинает повышаться и на верхней границе достигает +100 +200⁰ С (рис. 7).

 

Рис. 7. Изменение температуры и концентрации молекул воздуха с высотой в атмосфере (по К.А. Куликову, 1977г.)

 

В стратосфере большое перемещение воздушных масс иногда со скоростью более 300 км/час, наблюдаются перламутровые облака.

За стратосферой до высоты 80 км простирается мезосфера, где температура вновь понижается до -75-95⁰С у верхней границы. Здесь наблюдаются серебристые облака, сильная ионизация воздуха, значительные перемещения воздушных масс.

До высоты 800 км от мезосферы идет ионосфера (термосфера), где давление -1,5*10^-10 миллибар. Температура непрерывно повышается и у верхней границы составляет около +1000⁰С. Сильная ионизация под действием радиации Солнца, возникновение полярных сияний.

Самый верхний слой атмосферы – экзосфера простирается до высоты 2000 км, где температура достигает предположительно + 2000⁰С. Разреженное пространство. Отток земных газовых частиц в космос.

Источником энергии всех движений в атмосфере является солнечная радиация. Атмосфера – это особого рода тепловая машина (нагреватель – тропики, а холодильник – полюсы). Она непрерывно превращает тепловую энергию Солнца в кинетическую энергию ветра, т.к. Земля поглощает в секунду около 1,2*10¹⁴эрг, то мощность тепловой машины «Атмосфера» составляет около 2,4*10²²эрг/сек. Общая кинетическая энергия атмосферных движений постоянна и равна примерно 10²⁸эрг. Тепло в основном переносят циклоны и антициклоны в количестве около 90% от избыточного тепла, получаемого Землей в низких широтах. Остальные 10% тепла переносят морские течения, т.е. вода.

Гидросфера. Под гидросферой понимают всю совокупность форм проявления воды в природе, начиная от сплошного водяного покрова, занимающего более 2/3 поверхности Земли (Мировой океан), и кончая водой, входящей в состав минералов и горных пород. Больше всего на Земле жидкой воды. Объем ее около 1,37*10²⁴см³. Она образует на Земле Мировой океан площадью около 361 млн. км², куда сносятся с суши разнообразные осадки. На характер осадков, накапливающихся на дне океанов и морей, сильно влияют распределение глубин, рельеф дна, размеры водоемов, динамика движений морской воды и пр.

Рельеф дна Мирового океана изображается в виде гипсографической кривой (рис. 8 и 9), и на которой показано распределение высоты суши и глубины океанов. Выделяют: шельф (материковая отмель) глубина 0-200м. Шельф ограничен со стороны моря довольно крутым подводным уступом - материковым склоном. Далее идет ложе (дно) океана с подводными равнинами, хребтами и впадинами с максимальной глубиной 11 034м (Марианская впадина). Средняя глубина Мирового океана 3 800м.

 

Рис. 8. Гипсографическая кривая земной поверхности (по М.М. Жукову. 1970г.)

Рис. 9. Обобщенный профиль дна океана (по О.К. Леонтьеву, 1985г.)

 

В воде океанов присутствуют почти все химические элементы, известные на Земле, но преобладают в количественном отношении кислород, водород, хлор и натрий (95,5% по весу). Содержание растворенных в морской воде химических соединений, определяемое или в весовых процентах, или в промиллях (0,1% - 1 промилле) называется соленостью. Средняя соленость океанической воды 35‰. Это означает, что в 1л воды содержится 35г солей. В приполярных областях из-за таяния льда соленость снижается до 31‰. Примером морей повышенной соленостью воды служит Красное море, где на севере водоема в Суэцком и Арабском заливах соленость достигает 41‰ (зимой до 52‰). Придонные воды центральной части Красного моря имеют соленость 280,7‰и выше (на глубине около 2000м). Очень низкой соленостью обладают воды Балтийского моря – на западе 7‰, а в Финском заливе соленость падает до 4-5‰, а в Невской губе – до 1‰. Во внутренних замкнутых бассейнах соленость также изменяется, иногда еще резче. Близ устья крупных рек (Волга, Урал, Терек и др.) вода практически пресная. На юге Каспия соленость до 15‰, а в заливе Кара-Богаз-Гол, расположенном в очень засушливых условиях соленость достигает 186‰, при которой начинается выпадение солей в осадок (к примеру, мирабилита).

В морской воде растворены также различные газы, в основном проникающие из атмосферы; основную роль играют азот (65%) и кислород (35%, от их суши).

При понижении температуры воды и при понижении давления количество газов в воде увеличивается. В высоких широтах в 1л воды моря содержится 8 см³ газа, а на экваторе до 5 см³. Особенно важно содержание кислорода, необходимого для дыхания организмов. Кроме того, кислород расходуется при разложении отмерших организмов и при других процессах окисления. Поглощение кислорода из воздуха происходит путем диффузии, а проникновение на глубину в результате различного перемешивания воды. Кроме того, кислород поступает в воду при фотосинтезе морских растений.

Из остальных газов, содержащихся в гидросфере, важны углекислый газ и сероводород. Углекислый газ поступает в воду в основном из атмосферы и при дыхании организмов. Иногда при извержении подводных вулканов. Количество углекислого газа в океане в 15-20 раз больше чем в атмосфере. Поэтому океан является своеобразным резервуаром, регулирующим распределение углекислого газа на Земле (в морской воде и атмосфере). Данный газ содержится в морской воде также в химически связанном виде – в форме карбонатов и бикарбонатов. Более холодные воды поглощают углекислый газ легче, чем теплые. Поэтому в полярных областях углекислый газ из атмосферы переходит в морскую воду, а в тропиках происходит выделение газа в атмосферу. Сероводород присутствует в морской воде в основном в некоторых замкнутых водоемах, в глубоких слоях воды.

К примеру, в Черном море сероводород обнаружен на глубине более 200м (зона сероводородного заражения). Кислород отсутствует, нет живых организмов, кроме анаэробных бактерий. Большая часть толщи морской воды в Черном море безжизненна. По мнению ученого Н.И. Андрусова сероводородное заражение в море связано с процессом гниения большого количества морских организмов, погибших от изменений условий среды при вторжении в опресненный бассейн, каким было Черное море в геологическом прошлом, соленых средиземноморских вод. Источником сероводорода может также служить вулканизм. Некоторые анаэробные бактерии выделяют этот газ при разложении ими сульфатов. Сероводородное заражение известно и в других морских бассейнах, где вертикальное перемешивание воды ослаблено или отсутствует (Южный Каспий, заливы Норвегии, Оманский залив).

Прозрачность воды имеет большое значение для развития донных организмов. В средних и высоких широтах солнечный свет при высокой прозрачности воды проникает до глубины 200м, в тропических зонах – до 500, реже до 800м. Разные области спектра поглощаются водой с различной интенсивностью. В очень прозрачной воде освещение до глубины 50м зеленое, на глубинах около 150м сменяется ясно-синим, а на глубине 300м становится слабым черновато-синим. В связи с этим меняется и окраска организмов.

Поверхностный слой в океане имеет непостоянную температуру (до глубины 200-300м), меняющуюся по сезонам года, а в верхних (10-20м) даже в пределах суток. Средняя годовая температура верхних слоев океана («возмущенного» слоя) убывает от экватора к полюсам (от +25 С до нуля и ниже до -2-3⁰С). Изменяется температура и с глубиной.

В низких широтах ниже возмущенного слоя температура воды снижается до глубины 1000-1300м до -1,27 и -2ºС. Ниже с глубиной температура почти не меняется. В высоких широтах температура воды уже с поверхности нередко падает до отрицательных значений.

Закономерное распределение температуры океанических вод часто нарушается из-за существования морских течений, вызывающих перемешивание воды (рис. 10).

Рис. 10 Схема поверхностных течений в Мировом океане (по К.А. Куликову, 1977г.)

Все движения морской воды делятся на три группы: волнения; течения; приливы и отливы.

Волнение возникает в основном от воздействия ветра на поверхность воды, иногда от подводных землетрясений и извержений вулканов.

Независимо от того, являются ли волны возбужденными (к примеру, в области штормов) или свободными (вдали от области возбуждения), все они относятся к типу колебательных волн вдали от берега в открытом море. Особенность их – движение частиц воды только в вертикальном направлении при отсутствии горизонтального движения. У берегов такие волны превращаются в наступательные (волнение захватывает толщу воды до дна). Частицы верхней части толщи воды обгоняют частицы в нижней части,  волна опрокидывается и с силой ударяется о берег, разрушая его. Эта разрушительная работа моря называется абразией. В сильный шторм высота волн достигает 10м и более, а энергия их огромна. В Амстердамском порту, к примеру, однажды волны подняли со дна и выбросили на пирс высотой 4м 20-тонный каменный блок.

Движения воды носят поступательный характер и в виде течений, которые бывают:

- дрейфовые или нагонные, образующиеся под действием постоянно дующих ветров, к примеру, пассаты порождают в Атлантическом и Тихом океанах Северное и Южное пассатные течения;

- компенсационные или стоковые, появляющиеся в результате выравнивания уровня воды в океане, нарушенного нагонами воды (в каком-нибудь заливе);

- конвекционные – вертикальные движения водных масс, возникающие вследствие выравнивания плотностей воды (вызванных, к примеру, разным нагревом);

- бароградиентные течения возникают в результате изменения атмосферного давления и направлены из области пониженного в область повышенного давления;

- смешанные течения.

Течения напоминают реки, блуждающие и пульсирующие. «Берега» часто и быстро меняют свое положение. Разбиваются на отдельные потоки и вихри. Под действием силы Кориолиса в западных частях океанов течения более быстрые и узкие, чем в восточных. Скорость поверхностных течений от см до нескольких десятков см в секунду (средняя). К примеру, экваториальное течение, направляющееся от берегов Африки на Запад в Атлантику, имеет скорость 4 км/ч и возникает под действием северо-восточных пассатов. В Мексиканском заливе, где нагон воды, это течение превращается в компенсационное и образует мощный поток – Гольфстрим, который имеет скорость до 9 км/ч. Ширина его 72 км (около залива), глубина 700м. Попадая в умеренные широты, Гольфстрим под действием западных ветров поворачивает на восток и достигает северо-западных берегов Европы. Продолжение его – Северо-Атлантическое течение огибает Скандинавский полуостров и уходит в Северный Ледовитый океан. Избыток воды из этого океана возвращается на юг в виде Гренландского и Лабрадорского холодных течений. Гольфстрим за год переносит около 7,5*10²⁰т воды, т.е. в 20 раз больше чем все реки мира. Существуют и другие дрейфовые течения, влияющие на окружающую среду. К примеру, слабое течение Эль-Ниньо (явление природы), текущее у северо-западных берегов Южной Америки, усиливается и оттесняет холодное Перуанское течение от берегов Эквадора и Перу, происходит массовая гибель рыбы и питающихся ею птиц. Это подлинное бедствие для коренного населения, которое занимается рыбной ловлей.

Кроме поверхностных течений существуют течения и в глубинах океанов вплоть до дна и даже противотечения (к примеру, течение Кромвелла – Тихий океан, течение Ломоносова – Атлантический океан и др.).

Земля испытывает сильное притяжение от Солнца и Луны. От этого явления возникают на Земле приливы и отливы, сменяющиеся за сутки 4 раза (2 прилива и 2 отлива).

Сила приливов зависит от взаимного расположения небесных тел. Максимум приливной волны наблюдается в сизигии, когда Солнце, Луна и Земля расположены на одной прямой (в полнолуние и новолуние). В Северном море близ устья р.Темза приливная волна достигает 5м, у Бристольского канала 12м. На Атлантическом побережье Северной Америки высота волны - до 16,2м. В Охотском море – до 11м. В Каспийском, Черном морях приливы практически не ощущаются.

Данные о глубинной циркуляции воды, происходящей в результате различных причин, наталкивают на вывод, что вся толща воды Мирового океана непрерывно перемешивается вплоть до глубоководных впадин. Поэтому, захоронение отходов человеческой деятельности (к примеру, радиоактивных) на дне океанов подвергает человечество крайней опасности. В результате морских течений эти отходы разнесутся по всей Земле.

Морские течения играют заметную роль в переносе тепла. Гольфстрим в Арктику ежегодно приносит около 2*10¹⁰ккал тепла. Под влиянием этого среднемесячная температура января, к примеру, в Норвегии на 25⁰ выше нормальной, соответствующей данной широте.

Морские течения – это своего рода водяное отопление планеты, переносящее 10% теплоты, оставшейся после циркуляции в атмосфере. Теплые течения обогревают низкие широты, а холодные течения охлаждают жаркие тропики. Кроме того, идет циркуляция тепла между океанами и материками. К примеру, летом континенты выступают в роли нагревателей, а океаны – в роли холодильников. Зимой – наоборот.

Атмосферная циркуляция и морские течения стремятся выровнять температуру между экватором и полюсами, а солнечная радиация наоборот – увеличить ее. Это очень изменчиво. Существует здесь пульсирующее равновесие. Если это нарушается, климат на Земле меняется.

Мировой океан, покрывающий ¾ планеты, таит кроме больших органических богатств еще и минеральные ресурсы. В морской воде растворены все известные химические элементы в различных количествах. К примеру, золота в морской воде около 800 млн. т. Колоссальные минеральные запасы заключены в донных осадках. В океанах в большом количестве встречаются железомарганцевые конкреции с редкими элементами. К примеру, кобальта на дне океана в конкрециях содержится около миллиарда тонн (в 1000 раз больше, чем на суше, в месторождениях).

Биосфера. Под биосферой понимают пространство (область), заселенное живыми организмами. Термин биосфера предложил австрийский геолог Э. Зюсс в 1875г. Живые организмы занимают очень тонкую оболочку (толщиной 0,002-0,004 земного радиуса), состоящую из нижних частей атмосферы (до высоты озонового слоя), верхней части земной коры (литосфера), куда жизнь проникает в основном до глубины 3-5км и части гидросферы, где жизнь может существовать в глубоководных впадинах (до 11 км), в поверхностных и подземных водах, ледниках. Известно, что микроорганизмы выносят различные условия среды. Так, споры бактерий могут существовать при давлении в тысячные доли миллибара, при температуре от -190С до +180ºС.

В биосфере в настоящее время рождаются, развиваются и умирают около 1,5 млн. видов животных и около 350 тыс. видов растений. По подсчетам В.И. Вернадского вес живого вещества в биосфере составляет примерно 10¹²тонн.

Живое вещество неравномерно распределено в различных частях биосферы. Наиболее глубоко проникает оно в гидросферу, которую часто называют «колыбелью жизни». Особенно богато и разнообразно представлена жизнь в океаносфере, в ее поверхностных слоях. Водная среда благоприятна для организмов. Вода теплоемка, хороший растворитель. Легко проницаема для активно перемещающихся животных.

Организмы, живущие на дне, называются бентосные, а населяющие толщу воды – пелагиальные. Дно водоемов называется бенталь. В пределах последней выделяют следующие экологические (биономические) зоны моря: неритовую, батиальную и абиссальную. Неритовая область делится на литораль (глубина 5-20м) – зона отливов и приливов, сублитораль (глубина до 200м), псевдоабиссаль (до 500м). В неритовой области самое большое количество организмов. Здесь много света, тепла, кислорода, питательных веществ, хороший газообмен.

В батиальной области, где постоянная температура, мало света, жизнь развита слабо, нет растений.

В абиссальной области, где постоянная температура (-1,87 до +2⁰С), постоянная соленость, тьма, огромное давление, органический мир беден, однообразен. Водные организмы по месту обитания и активности условно делятся на три группы. В пределах бентали живет бентос (сидячий и подвижный), в пределах пелагиали – планктон (пассивно плавающие организмы) и нектон (активно плавающие организмы).

Живые организмы биосферы активно влияют на состав атмосферы, выделяя кислород, азот, углекислый газ. Велика роль организмов в создании различных осадков.

Из скорлупок микроскопических одноклеточных водорослей диатомей с кремневым скелетом образуются кремнистые илы, затем плотные горные породы диатомиты; из мельчайших раковин кокколитофорид (известковый скелет) состоит природный мел; из большого количества раковин различных организмов (с известковым скелетом) состоят известняки - ракушечники.

Существенна роль организмов в процессах накопления некоторых химических элементов: железо, алюминий, марганец, барий, магний, стронций, фосфор, сера, йод, цинк, медь, ванадий; железо и марганец извлекаются из морской воды особыми «железными» и «марганцевыми» бактериями. Биохимическим путем возникли крупные скопления железных руд Керчи и Эльзас – Лотарингии, марганцевых руд Чиатуры и др. Особые серобактерии образуют самородную серу.

Огромное значение живое вещество имеет в геохимии суши. В результате отмирания и преобразовании растительной массы образуются горючие полезные ископаемые (каустобиолиты) – торф, каменный и бурый уголь, сапропель, горючие сланцы, нефть.

Живое вещество оказывает не только созидающее, но и разрушающее влияние на природную среду. Эта роль живого вещества проявлена в процессе «выветривание» и геологической деятельности человека, последняя (по В.И. Вернадскому) выступает как могучая геологическая сила, изменяющая лик земли, нарушая все геохимические циклы, круговорот вещества и энергии.

Физические свойства Земли

Свойства горных пород, получаемые в результате интерпретации данных геофизических методов исследования, необходимы в начале для петрофизического, а в последствии для геологического истолкования результатов и определения геологических свойств. Остановимся на краткой характеристике основных физических свойств горных пород /9/.

Латеральные (плановые) изменения плотности горных пород приводят к появлению гравитационных аномалий, или аномалий приращения силы тяжести. Плотность разных пород изменяется в диапазоне от 1 до 3,5 г/см³ в зависимости от плотности минерального скелета, пустотности (пористости и трещиноватости), водогазонасыщенности, а также других факторов.

Все горные породы, находящиеся в магнитном поле, намагничиваются по-разному, так как обладают различными магнитными свойствами. Основным магнитным параметром горных пород является магнитная восприимчивость (каппа), представляющая собой коэффициент пропорциональности между интенсивностью намагничивания и напряженностью намагничивающего геомагнитного поля. Есть еще физическая величина как намагниченность, которая является магнитным моментом единицы объема и состоит из двух компонентов- индуцированного и остаточного магнитных моментов.

Большинство методов электроразведки основаны на определении удельного электрического сопротивления, измеряемого в Ом*м, или обратного ему параметра - электропроводности, измеряемой в сименсах (См). В практике электроразведки сопротивление часто определяют по кажущемуся сопротивлению (КС или ρ_k), являющемуся сложной функцией параметров геологического разреза.

Главными факторами, влияющими на величины продольной скорости и поперечной скорости, являются: наличие структурных связей в породах жестких и отсутствие связей в рыхлых песчано-гравийных породах. Скорости увеличиваются с уменьшением пустотности (первичной пористости и вторичной трещиноватости), а для продольных волн - и водонасыщенности. Скорости поперечных волн не зависят от того, чем заполнены пустоты: воздухом или водой, а в жидкостях они не распространяются.

В терморазведке измеряемыми параметрами являются температура горных пород в градусах Цельсия (С°) или Кельвинах (К), градиенты температуры и величины теплового потока из земных недр в Вт/м² . По ним рассчитываются основные тепловые (теплофизические) свойства: теплопроводность (в Вт/К*м), теплоемкость, температуропроводность.

Ядерно-физические свойства горных пород разделяются на естественные (радиоактивность) и искусственные (гамма-лучевые и нейтронные). Среди более 200 радиоактивных элементов наиболее распространены в земной коре: уран (U) - ~2*10^-4 %, торий (Th) - ~7*10^-4 % и калий-40 (К) - ~1,8 % (вместе около 99 %). Количественную оценку радиоактивности в радиометрии чаще всего рассчитывают в единицах уранового эквивалента: 1 eU = 1 Ur = 10^-4 % U. Урановый эквивалент - это такая концентрация (масса) естественных радиоактивных элементов (ЕРЭ), которая эквивалентна излучению урановой руды с концентрацией урана 10^-4 %. Радиоактивность горных пород определяется радиоактивностью минералов, содержащих ЕРЭ.

Гамма-лучевыми и нейтронными свойствами горных пород определяется их реакция при облучении их гамма-лучами или нейтронами разных энергий и длительности. По эффектам взаимодействия с ядрами и электронами атомов минералов, приводящим к замедлению, рассеянию и поглощению нейтронов, можно судить о химическом составе элементов, а также о плотности, пористости.

двойное его изображение.

Строение и состав Земли

Внутренние оболочки Земли. В строении Земли выделяют земную кору, мантию и ядро (внешнее и внутреннее) Изучение внутреннего строения Земли ведется различными методами. Геологические методы, основанные на изучении естественных обнажений горных пород, разрезов шахт, рудников, керна буровых скважин, дают возможность судить о строении при поверхностной части земной коры. Глубокие скважины достигают 7-9,5 км. Одна из них Кольская сверхглубокая скважина имеет глубину около 12 км. По продуктам извержения вулканов можно судить о составе вещества на глубинах 50-100 км. В целом же глубинное строение Земли изучается геофизическими методами: магнитометрическим, гравиметрическим и сейсмическим; последний один из важнейших методов, основанный на изучении распространения сейсмических волн от естественных и искусственных землетрясений, последние вызываются взрывами или ударными вибрациями на земную кору.

Очаги природных землетрясений располагаются на глубинах от 10 до 700 км.

На основании скорости распространения сейсмических волн австралийский сейсмолог К. Буллен разделил Землю на ряд зон и выделил три главные области Земли (рис.11):

Рис. 11 Строение Земли.

Земная кора (слой А) – верхняя оболочка Земли, мощность ее от 5-7 км под глубокими частями океанов, до35-40 км. под равнинами платформ и до 50-75 км под горными сооружениями.

Мантия Земли до глубины 2900 м. В ее пределах по сейсмическим данным выделяются: верхняя мантия- слой глубиной до 400 км и слой С – до 800-1000 км; нижняя мантия – слой Д до глубины 2700 км с переходным слоем Д¹ – от 2700 – 2900 км.

Ядро Земли подразделяется на внешнее ядро – слой Е, в пределах глубин 2900 – 4980 км; переходную оболочку – слой F от 4980 до 5120 км и внутреннее ядро – слой G до 6971 км.

По сейсмическим данным выделено несколько разделов, в которых скорость волн резко меняется (таблица 1)

 

Таблица1.  Данные о сейсмический разделах (Н.В. Короновский и др., 1991г.)

Слои	Мощность, км	Глубина раздела, км	Объем, %	Скорость сейсмических волн, км/с
				Р- волны	S-волны
Земная кора	5-40(70)	изменчива	1,5	6,5-7(7,4)  3,7 - 3,8 раздел Мороховичича 7,9-8,2     4,5-4,7
Мантия	2860		82,3	13,6	7,2-7,3
Граница ядра		2900		раздел Гутенберга 8,1         нет
Внешнее ядро	2220	- - - - - - - 5120	15,4	10,4        нет   граница внешнего и внутреннего ядра 11,1 - - - - - - - - - 11,3
Внутреннее ядро	12,50	- - - - - - - 6371	0,8

Как видно из таблицы, земная кора отделяется от слоя в верхней мантии, резкой граничной скоростью. В 1909г. югославский сейсмолог А. Мохоровичич при изучении балканских землетрясений впервые установил этот раздел (граница Мохоровичича или Мохо). Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается резкое скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся.

Плотность вещества в мантии, занимающей 65% массы Земли, увеличивается от 3,5 до 5,7 г/см³. Температура на глубине 100 км предположительно 1000-1300°С.

Ядро занимает около 35% массы Земли. Плотность в нем достигает 13-17,9 г/см³ (М.М. Жуков 1970г.). Выделяют внешнее, вероятно жидкое ядро и твердое внутреннее. Во внешней части ядра давление определяется в 1,5млн атмосфер, во внутреннем ядре – 3,5млн атмосфер. В ядре температура может достигать 4000-5000°С. Согласно гипотезе магнитного гидродинамо, благодаря вращению внутреннего ядра образуются кольцевые (тороидальные) электротоки, которые взаимодействуют с конвективными течениями во внешнем ядре. В результате чего возникает магнитное поле Земли. Данное поле несколько раз меняло полярность (т.е. на месте Северного магнитного полюса возникал Южный и наоборот). Ученые предполагают, что это возможно при наличии двух и более динамо в ядре Земли. Южный магнитный полюс располагается там, где силовые линии поля как бы входят в планету (это вблизи Северного географического полюса!), а Северный – там, где силовые линии выходят (вблизи Южного географического полюса). Но для удобства магнитные полюсы считают по названию географических полюсов.

Элементный состав внутренних оболочек Земли различный. Американский геолог Ф.У. Кларк, обобщив множество химических анализов распространенных горных пород, еще в конце 19 века впервые установил усредненный состав земной коры. Академик А.Е. Ферсман предложил термином ˝кларк˝ обозначить среднее содержание химического элемента в земной коре и любой другой части Земли, планет и т.п..

Определено, что в земной коре наиболее распространены кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, натрий, калий, магний, титан составляющие 99,5% ее массы (Таблица 2).

Таблица 2. Процентное содержание элементов в земной коре (кларки) до глубины 20 км (Н.В. Короновский и др., 1991г.).

Элементы	Содержание в вес.,%
	По Ф.Кларку	По А.Ферсману
Кислород	50,02	49,13
Кремний	25,80	26,00
Алюминий	7,30	7,45
Железо	4,18	4,20
Кальций	3,22	3,25
Натрий	2,36	2,24
Калий	2,28	2,35
Магний	2,08	2,35
Прочие	2,76	2,87