Справочник от Автор24
Поделись лекцией за скидку на Автор24

Геология

  • ⌛ 2015 год
  • 👀 1248 просмотров
  • 📌 1180 загрузок
  • 🏢️ Кубанский государственный аграрный университет
Выбери формат для чтения
Загружаем конспект в формате docx
Это займет всего пару минут! А пока ты можешь прочитать работу в формате Word 👇
Конспект лекции по дисциплине «Геология» docx
государственное бюджетное профессиональное образовательное учреждение «Жирновский нефтяной техникум» ГЕОЛОГИЯ Краткий курс лекция для студентов, обучающихся по специальностям: 21.02.01 Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений 21.02.02 Бурение нефтяных и газовых скважин ВВЕДЕНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ НАУКИ — комплекс наук о земной коре и более глубоких сферах Земли. Геологические науки изучают состав, строение, происхождение, развитие Земли и слагающих её геосфер, в первую очередь земную кору, процессы, происходящие в ней, закономерности образования и размещения месторождений полезных ископаемых. Научная и практическая цель геологических наук: познание геологического строения и развития Земли в целом; восстановление истории различных геологических процессов, раскрытие закономерностей геологических явлений и разработка теории эволюции планеты; перспективная оценка и прогноз выявления рудных районов, нефтегазоносных и угольных бассейнов, месторождений полезных ископаемых, включая подземные воды; разработка научных методов их поисков и разведки, обоснование комплексного использования природных минеральных ресурсов; участие в решении проблем охраны природной среды и её стабильности; предвидение катастрофических явлений; содействие прогрессу материалистического мировоззрения. Непосредственные объекты геологических наук — горные породы и их совокупности (стратиграфические подразделения, формации, тела полезных ископаемых и др.), минералы, их химический состав и структура, вымершие организмы, газовые и жидкие среды, физические поля. Геология как наука. Понятие «геология» в дословном переводе с греческого языка означает «наука о Земле». В современной трактовке геология – это наука, изучающая историю Земли, включая минеральную жизнь планеты, происходящие в ней физико-химические изменения и естественную историю организованного мира, который населяет поверхность Земли. Геология тесно связана со многими науками: физикой, химией, географией, историей, минералогией, биологией. Геология внесла существенный новый элемент в естественные знания: она изучает минерал или организм применительно к времени его появления на Земле. Геология может проследить его пребывание на Земле, определить момент полного исчезновения с лица Земли. Новости геологии открывают нам и сегодня много удивительных, неизвестных ранее фактов о земной поверхности. История геологии. Еще в Древней Греции ученые исследовали и анализировали земную поверхность. Аристотель говорил, что земная поверхность изменяется настолько медленно, что короткой жизни человека недостаточно для проведения наблюдений. Следует сказать, что геология – неоднозначная наука, и среди ученых всегда были непримиримые споры, в частности, касательно того, как происходит изменение видов организмов на Земле: под влиянием катастроф, уничтожающих все живое, или эволюционным путем. Разделы геологии. Первый раздел геологии – динамическая (физическая) геология, изучает явления, которые изменяют поверхность Земли. Второй раздел – геология горных пород (петрография); фактически, этот раздел почти выделился в отдельную науку. Третий раздел – геология ископаемых организмов (палеонтология). Четвертый раздел – стратиграфия, изучающая твердую оболочку Земли. Пятый раздел – историческая геология, изучающая памятники жизни Земли именно с точки зрения их распределения во времени. В современные геологические науки входят стратиграфия (в т.ч. палеонтология), тектоника (включая геологию глубинных зон Земли), геодинамика, литология, минералогия, петрология, геохимия, геофизика (физика "твёрдой" Земли), геология полезных ископаемых, гидрогеология, инженерная геология и др. В изучении геологической формы движения материи наука имеет дело с материально-энергетической саморазвивающейся системой — Землёй, развитие которой создаёт основу для появления более высокой формы существования материи, связанной с биосферой. Палеонтология — соединительное звено в изучении двух форм движения материи — геологической и биологической. Роль геологии в нефтяной и газовой промышленности. Развитие геологической науки тесно связзано с практикой нефтепромыслового дела. Давно миновало время, когда для заложения первых разведочных скважин можно было руководствоваться выходами нефти на дневную поверхность или другими, так называемыми прямыми признаками наличия ее в недрах. Геологическими вопросами при разработке месторождений нефти и газа занимается прикладная наука нефтегазопромысловая геология. Основные задачи, решаемые ею включают: - геолого-промысловое обоснование технологических решений проектирования разработки, - регулирование процесса разработки, - регулирование и учет фонда скважин, - принятие решений о переводе скважины из одного состояния в другое. - контроль добычи нефти, газа и воды и их динамики по скважине, - эксплуатационному объекту и месторождению в целом. НЕФТЕГАЗОПРОМЫСЛОВАЯ ГЕОЛОГИЯ — отрасль науки геология нефти и газа, изучает обширный круг вопросов разведки и разработки нефтяных и газовых месторождений: геологическое обслуживание процесса бурения скважин, распознавание геологической структуры месторождения, поиски более глубоко залегающих продуктивных горизонтов и выбор дальнейших направлений разведки, изучение строения нефтегазосодержащих коллекторов и их физ. свойств, исследования физико-химических свойств нефти, газа и воды в пластовых условиях, изучение природы пластовой энергии (режимы залежей), подсчеты запасов нефти и газа и т. д. Геолог ищет глину и барит для приготовления бурового раствора. Геолог нужен, чтобы найти воду для работы буровой. Геологом начинается и завершается нефтегазовое производство. Геолог на промысле ведет регулирование и учет фонда скважин. Он принимает решение о переводе скважины из одного состояния в другое. В задачу нефтегазопромысловой геологии входит также контроль добычи нефти, газа и воды и их динамики по скважине, эксплуатационному объекту и месторождению в целом. РАЗДЕЛ 1 Тема 1.1. Внешние оболочки Земли Земля – третья планета от Солнца. Именно здесь были созданы наиболее благоприятные условия для того, что в Солнечной системе зародилась жизнь. По форме Земля наиболее близка к эллипсоиду, сплюснутому у полюсов и растянутому в экваториальной зоне. 70,8% поверхности планеты занимает Мировой океан, в котором, вероятно, и зародилась жизнь. Средняя глубина его составляет около 3,8 км, а максимальная равна 11,022 км (Мариинская впадина). Объем воды составляет 1370 миллионов км³. Суша в настоящее время образует шесть материков (Евразия, Африка, Австралия, Антарктида, Северная и Южная Америка) и множество островов. Она поднимается над уровнем Мирового океана в среднем на 875 м. Земная атмосфера состоит из нескольких слоёв. Нижний слой (тропосфера) содержит около 78% азота и 21% кислорода. Остальную часть составляют водяные пары, углекислый газ и другие газы. Температура на поверхности планеты колеблется от — 60ºС (на полюсах) до +50ºС (на экваторе). Земля имеет один естественный спутник – Луну. Характеристики Земли • масса: 5,974•1024 кг • экваториальный радиус: 6378,140 км • средний радиус: 6371,004 км • поверхность Земли: 509 494 365 км² • средняя скорость движения по орбите: 29,765 км/с или 100 000 км/ч • длительность суток: 23 часа 56 минут 4,099 секунд • среднее расстояние от Солнца: 149,6 миллионов км • период обращения по орбите: 365,25 земных суток • наклон экватора к орбите: 23°27` Строение атмосферы. Атмосфе́ра (от. др.-греч. ἀτμός — пар и σφαῖρα — шар) — газовая оболочка (геосфера), окружающая планету Земля. Толщина атмосферы — примерно 2000—3000 км от поверхности Земли. Химический состав. В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения). Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (CO2). Кроме того, в атмосфере содержатся SO2, NH3, СО, озон, углеводороды, HCl, HF, пары Hg, I2, а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль). Тропосфера Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м Тропопауза Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой. Стратосфера Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой. Стратопауза Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C). Мезосфера Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы. Мезопауза Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C). Линия Кармана Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. В соответствии с определением ФАИ, линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря. На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км. Физиологические и другие свойства атмосферы. Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 9 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород. На высоте около 19—20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15—19 км. Плотные слои воздуха — тропосфера и стратосфера — защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация — первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра. На человека оказывает воздействие главным образом состояние нижних 15–25 км атмосферы, поскольку именно в этом нижнем слое сосредоточена основная масса воздуха. Наука, изучающая атмосферу, называется метеорологией, хотя предметом этой науки являются также погода и ее влияние на человека. Самый нижний, приземный слой атмосферы особенно важен для человека, который обитает в месте контакта твердой, жидкой и газообразной оболочек Земли. Верхняя оболочка «твердой» Земли называется литосферой. Около 72% поверхности Земли покрыто водами океанов, составляющими большую часть гидросферы. Атмосфера граничит как с литосферой, так и с гидросферой. Человек живет на дне воздушного океана и вблизи или выше уровня океана водного. Взаимодействие этих океанов является одним из важных факторов, определяющих состояние атмосферы. Солнечно-земные связи и их влияние на атмосферу. Ионосфера. Пытаясь объяснить механизм возникновения полярных сияний, ученые 19 в. предположили, что в атмосфере существует зона с электрически заряженными частицами. В 20 в. экспериментально были получены убедительные доказательства существования на высотах от 85 до 400 км слоя, отражающего радиоволны. В настоящее время известно, что его электрические свойства являются результатом ионизации атмосферного газа. Поэтому обычно этот слой называют ионосферой. Возмущения в ионосфере. Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся возмущения, которые достигают максимума каждые 11 лет. В периоды высокой активности яркость некоторых областей на Солнце возрастает в несколько раз, и они посылают мощные импульсы ультрафиолетового и рентгеновского излучения. Такие явления называются вспышками на Солнце. Во время мощных вспышек на Солнце в космическое пространство устремляется поток ускоренных частиц. Когда он направлен в сторону Земли, наступает вторая фаза, оказывающая большое влияние на состояние атмосферы. Многие природные явления, среди которых наиболее известны полярные сияния, свидетельствуют о том, что значительное количество заряженных частиц достигает Земли. Атмосферное электричество. Проводимость атмосферы возрастает с высотой. Проводимость атмосферы достигает максимальной величины на высоте ок. 50 км, т.н. «уровне компенсации». Известно, что между поверхностью Земли и «уровнем компенсации» постоянно существует разность потенциалов в несколько сотен киловольт, т.е. постоянное электрическое поле. Выяснилось, что разность потенциалов между некоторой точкой, находящейся в воздухе на высоте нескольких метров, и поверхностью Земли очень велика – более 100 В. Атмосфера имеет положительный заряд, а земная поверхность заряжена отрицательно. Разность потенциалов между земной поверхностью и «уровнем компенсации» поддерживается благодаря грозам. Молния представляет большой интерес не только как своеобразное явление природы. Она дает возможность наблюдать электрический разряд в газовой среде при напряжении в несколько сотен миллионов вольт и расстоянии между электродами в несколько километров. Оптические явления. Многообразие оптических явлений в атмосфере обусловлено различными причинами. К наиболее распространенным феноменам относятся молния и весьма живописные северное и южное полярные сияния. Кроме того, особенно интересны радуга, паргелий (ложное солнце) и дуги, корона, нимбы и призраки Броккена, миражи, огни святого Эльма, светящиеся облака, зеленые и сумеречные лучи. Паргелии и дуги. Паргелический круг (или круг ложных солнц) – белое кольцо с центром в точке зенита, проходящее через Солнце параллельно горизонту. Причиной его образования служит отражение солнечного света от граней поверхностей кристаллов льда. Короны, или венцы, – небольшие концентрические цветные кольца вокруг Солнца, Луны или других ярких объектов, которые наблюдаются время от времени, когда источник света находится за полупрозрачными облаками. Глории (нимбы). В особых условиях возникают необычные атмосферные явления. Если Солнце находится за спиной наблюдателя, а его тень проецируется на близ расположенные облака или завесу тумана, при определенном состоянии атмосферы вокруг тени головы человека можно увидеть цветной светящийся круг – нимб. Обычно такой нимб образуется из-за отражения света капельками росы на травяном газоне. Глории также довольно часто можно обнаружить вокруг тени, которую отбрасывает самолет на нижележащие облака. Призраки Броккена. В некоторых районах земного шара, когда тень находящегося на возвышенности наблюдателя при восходе или заходе Солнца сзади него падает на облака, расположенные на небольшом расстоянии, обнаруживается поразительный эффект: тень приобретает колоссальные размеры. Это происходит из-за отражения и преломления света мельчайшими капельками воды в тумане. Описанное явление носит название «призрак Броккена» по имени вершины в горах Гарц в Германии. Миражи – оптический эффект, обусловленный преломлением света при прохождении через слои воздуха разной плотности и выражающийся в возникновении мнимого изображения. Удаленные объекты при этом могут оказаться поднятыми или опущенными относительно их действительного положения, а также могут быть искажены и приобрести неправильные, фантастические формы. Огни святого Эльма. Некоторые оптические явления в атмосфере (например, свечение и самое распространенное метеорологическое явление – молния) имеют электрическую природу. Гораздо реже встречаются огни святого Эльма – светящиеся бледно-голубые или фиолетовые кисти длиной от 30 см до 1 м и более, обычно на верхушках мачт или концах рей находящихся в море судов. Иногда кажется, что весь такелаж судна покрыт фосфором и светится. Огни святого Эльма порой возникают на горных вершинах, а также на шпилях и острых углах высоких зданий. Это явление представляет собой кистевые электрические разряды на концах электропроводников, когда в атмосфере вокруг них сильно повышается напряженность электрического поля. Блуждающие огоньки – слабое свечение голубоватого или зеленоватого цвета, которое иногда наблюдается на болотах, кладбищах и в склепах. Они часто выглядят как приподнятое примерно на 30 см над землей спокойно горящее, не дающее тепла, пламя свечи, на мгновение зависающее над объектом. Огонек кажется совершенно неуловимым и при приближении наблюдателя как бы перемещается в другое место. Причиной этого явления служит разложение органических остатков и самовозгорание болотного газа метана (СН4) или фосфина (РН3). Блуждающие огоньки имеют разную форму, иногда даже шаровидную. Зеленый луч – вспышка солнечного света изумрудно-зеленого цвета в тот момент, когда последний луч Солнца скрывается за горизонтом. Красная составляющая солнечного света исчезает первой, все прочие – по порядку вслед за ней, и последней остается изумрудно-зеленая. Это явление возникает, лишь когда над горизонтом остается только самый краешек солнечного диска, а иначе происходит смешение цветов. Сумеречные лучи – расходящиеся пучки солнечного света, которые становятся видимыми благодаря освещению ими пыли в высоких слоях атмосферы. Тени от облаков образуют темные полосы, а между ними распространяются лучи. Этот эффект наблюдается, когда Солнце находится низко над горизонтом перед рассветом. Гидросфера земли. Гидросфе́ра (от др.-греч. гидро — вода и сфера — шар) — водная оболочка Земли. Её принято делить на Мировой океан, континентальные поверхностные воды и подземные воды. Общий объём воды на планете — около 1 532 000 000 кубических километров. Масса гидросферы — примерно 1,46·1021 кг. Это в 275 раз больше массы атмосферы, но лишь 1/4000 от массы всей планеты. Бо́льшая часть воды сосредоточена в океане, намного меньше — в ледниках, континентальных водоёмах и подземных водах. Солёные океанические воды составляют свыше 96 % массы гидросферы, вода ледников — около 2 %, подземные воды — примерно столько же, а поверхностные воды суши — 0,02 %. Океаны покрывают более 2/3 земной поверхности. Средняя их глубина составляет 3800 м, а максимальная (Марианская впадина в Тихом океане) — 11 022 метра. Океаническую кору слагают осадочный и базальтовый слои. В водах Мирового океана растворены соли (в среднем 3,5 %) и ряд газов. В частности, верхний слой океана содержит 140 трлн тонн углекислого газа и 8 трлн тонн кислорода. Поверхностные континентальные воды занимают лишь малую долю в общей массе гидросферы, но тем не менее играют важнейшую роль в жизни наземной биосферы, являясь основным источником водоснабжения, орошения и обводнения. Сверх того эта часть гидросферы находится в постоянном взаимодействии с атмосферой и земной корой. Воду, которая находится в твёрдом состоянии (в виде ледников, снежного покрова и в вечной мерзлоте), объединяют под названием криосферы. Переходы воды из одних частей гидросферы в другие составляют сложный круговорот воды на Земле. Гидросфера перекрывается с биосферой по всей своей толще, но наибольшая плотность живого вещества приходится на поверхностные прогреваемые и освещаемые Солнцем слои, а также прибрежные зоны. Именно в гидросфере зародилась жизнь на Земле. Лишь в начале палеозойской эры начался постепенный выход животных и растений на сушу. ТЕМА 1.2. Внутренние оболочки Земли. Строение и состав Земли . Земная поверхность Геоид Эллипсоид Форма Земли (геоид) близка к сплюснутому эллипсоиду. Вращение Земли создаёт экваториальную выпуклость, поэтому экваториальный диаметр на 43 км больше, чем диаметр между полюсами планеты. Высшей точкой твёрдой поверхности Земли является гора Эверест (8848 м над уровнем моря), а глубочайшей — Марианская впадина (11 022 м под уровнем моря Из-за выпуклости экватора, самой удалённой точкой поверхности от центра Земли фактически является вершина вулкана Чимборасо в Эквадоре. • экваториальный радиус: 6378,140 км • средний радиус: 6371,004 км • поверхность Земли: 509 494 365 км² •масса:5,974•1024 кг Внутреннее строение Земли. О глубинном строении Земли судят по продольным и поперечным сейсмическим волнам, которые, распространяясь внутри Земли, испытывают преломление, отражение и затухание, что свидетельствует о расслоенности Земли. Земля, как и другие планеты земной группы, имеет слоистое внутреннее строение. Она состоит из твёрдых силикатных оболочек: коры, крайне вязкой мантии, и металлического ядра. Внешняя часть ядра жидкая (значительно менее вязкая, чем мантия), а внутренняя — твёрдая. Земная кора и верхняя часть верхней мантии, образующие твердую литосферу, подстилаются пластичной астеносферой, играющей важную роль в глубинных геологических процессах. Состав и строение глубинных оболочек Земли в последние десятилетия продолжают оставаться одной из наиболее интригующих проблем современной геологии. Число прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограниченно. В этом плане особое место занимает минеральный агрегат из кимберлитовой трубки Лесото (Южная Африка), который рассматривается как представитель мантийных пород, залегающих на глубине -250 км. Керн, поднятый из самой глубокой в мире скважины, пробуренной на Кольском полуострове и достигшей отметки 12 262 м, существенно расширил научные представления о глубинных горизонтах земной коры - тонкой приповерхностной пленке земного шара. Вместе с тем новейшие данные геофизики и экспериментов, связанных с исследованием структурных превращений минералов, уже сейчас позволяют смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли, знание которых способствует решению таких ключевых проблем современного естествознания, как формирование и эволюция планеты, динамика земной коры и мантии, источники минеральных ресурсов, оценка риска захоронения опасных отходов на больших глубинах, энергетические ресурсы Земли и др. Сейсмическая модель строения Земли. Широко известная модель внутреннего строения Земли (деление ее на ядро, мантию и земную кору) разработана сейсмологами Г. Джеффрисом и Б. Гутенбергом еще в первой половине XX века. Решающим фактором при этом оказалось обнаружение резкого снижения скорости прохождения сейсмических волн внутри земного шара на глубине 2900 км при радиусе планеты 6371 км. Скорость прохождения продольных сейсмических волн непосредственно над указанным рубежом равна 13,6 км/с, а под ним - 8,1 км/с. Это и есть граница мантии и ядра . Соответственно радиус ядра составляет 3471 км. Верхней границей мантии служит сейсмический раздел Мохоровичича (Мохо, М), выделенный югославским сейсмологом А. Мохоровичичем (1857-1936) еще в 1909 году. Он отделяет земную кору от мантии. На этом рубеже скорости продольных волн, прошедших через земную кору, скачкообразно увеличиваются с 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, однако происходит это на разных глубинных уровнях. Под континентами глубина раздела М (то есть подошвы земной коры) составляет первые десятки километров, причем под некоторыми горными сооружениями (Памир, Анды) может достигать 60 км, тогда как под океанскими впадинами, включая и толщу воды, глубина равна лишь 10-12 км. Вообще же земная кора в этой схеме вырисовывается как тонкая скорлупа, в то время как мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса. Но в середине XX века в науку вошли представления о более дробном глубинном строении Земли. На основании новых сейсмологических данных оказалось возможным разделить ядро на внутреннее и внешнее, а мантию - на нижнюю и верхнюю (рис. 1). Эта модель, получившая широкое распространение, используется и в настоящее время. Начало ей положил австралийский сейсмолог К.Е. Буллен, предложивший в начале 40-х годов схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами: А - земная кора, В -зона в интервале глубин 33-413 км, С - зона 413-984 км, D - зона 984-2898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121 км, G - 5121-6371 км (центр Земли). Эти зоны отличаются сейсмическими характеристиками. Позднее зону D он разделил на зоны D' (984-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время эта схема значительно видоизменена и лишь слой D" широко используется в литературе. Его главная характеристика - уменьшение градиентов сейсмических скоростей по сравнению с вышележащей областью мантии. Исследователи обратили внимание на то обстоятельство, что породы, находящиеся на поверхности, обладали значительно меньшей плотностью, нежели средняя плотность Земли. Анализируя разную плотность метеоритов и пород Земли, английский ученый Бургер предположил, что в центре Земли находится вещество с повышенной плотностью. Проверить это предположение стало возможным только с появлением геофизических методов исследования. Наиболее эффективным оказался сейсмический метод, основанный на изменении в скорости прохождения упругих волн (продольных и поперечных) в различных средах («сейсмос» в переводе с греческого – колебание, землетрясение). Суть этого метода заключается в том, что на поверхности Земли искусственно (путем взрыва) создают упругие колебания. Приблизительно за 20 сек. они могут пройти весь земной шар. Опытным путем было получено, что в плотных горных породах скорость упругих волн возрастает, в рыхлых – уменьшается, а в жидких распространяются только продольные волны. Поперечные здесь практически не проходят. Анализ сейсмических данных показал, что Земля состоит из трех основных частей: литосферы, мантии и ядра. Исследуя скорости прохождения продольных и поперечных волн с глубиной, австралийский ученый сейсмолог Р. Буклен и советский геофизик К.А. Куликов выделили в Земле 7 слоев (геосфер) – A, B, C, D, E, F и G. А - земная кора – твердая верхняя оболочка Земли. Ее мощность колеблется от 3-5 км под водами океанов до 30-40 км в равнинных областях и до 50-80 км в горных районах (максимум под Андами и Гималаями). Земная кора – это часть верхней мантии, в которой мантийное вещество остыло и, перейдя в кристаллическое состояние, превратилось в горную породу. Нижняя граница земной коры как бы зеркально повторяет поверхность Земли. Под материками она глубоко опускается в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли. Литосфера – это верхняя каменная оболочка Земли, включающая земную кору и верхнюю мантию до кровли астеносферы. Она объединяет слои планеты, близкие по физическим свойствам и агрегатному состоянию вещества. Литосфера по составу и строению неоднородна в горизонтальном и вертикальном направлениях. Вертикальная неоднородность определяется тем, что литосфера объединяет в себе земную кору и один из верхних слоев мантийного вещества, находящегося в кристаллическом состоянии. Горизонтальная неоднородность обусловлена наличием глубоководных впадин, базальтового ложа океана и нагромождением литосферных плит на континентах. На глубине около 54 км югославский сейсмолог А. Мохоровичич, изучая зависимости времени пробега сейсмических волн от эпицентра до сейсмических станций, записанные во время землетрясения 8 октября 1909 г. на Балканском полуострове, обнаружил резкие изгибы кривых. Впоследствии эта граница получила название границы Мохоровичича. Она характеризуется резким скачком изменения скоростей продольных волн от 7,9 до 8,2 км/с, поперечных от 4,5 до 4,7 км/с. Таким образом, граница Мохоровичича отделяет земную кору от лежащей под ней мантии Земли. Строение земной коры под океанами и материками различно. Под материками она называется континентальной, а под океанами – океанической. Континентальный тип земной коры имеет различную мощность: в пределах континентальных равнин – платформ – 35-40 км, в молодых горных сооружениях 55-70 км. Строение земной коры: 1) осадочный (стратисфера), состоящий из осадочных горных пород, представленных глинами, песками, мергелями и карбонатными породами (скорость распространения сейсмических волн vp=2-5 км/с). Мощность его меняется от нуля на щитах до 15 км в краевых прогибах платформ. 2) гранитно-метаморфический, образующий кристаллические древние породы, сильнометаморфизованные, с большим количеством кремнезема (vp=5,5-6 км/с). Мощность от 10 до 25 км. 3) базальтовый, залегающий на глубине 15-20 км, сложенный амфиболитами и гранулитами – породами среднего и основного составов сильно метаморфизоваными с линзами серпентизированных ультраосновных пород (vp=6,5-7,8 км/с). Средняя мощность около 20 км, под горными хребтами до 30-40 км. На границе континентов и океанов выделяется переходный тип земной коры, в котором отмечается непостоянство мощностей «гранитного» слоя. Ближе к океанам он выклинивается, а при переходе к континентам он возрастает до мощностей континентальной коры. Океанский тип земной коры, характерный для ложа Мирового океана, резко отличается от континентального как по суммарной мощности, так и по составу. В нем отсутствует гранитный слой. Мощность океанской коры колеблется от 5 до 12 км, в среднем составляя 6-7 км. Состоит она из трех слоев: 1) осадочный (верхний) слой рыхлых морских осадков имеет мощность от первых сотен метров до 1 км, реже больше; скорость распространения сейсмических волн в нем менее 3 км/с; 2) базальтовый слой, располагающийся ниже, мощностью от 1 до 1,5-3 км, характеризуется скоростью распространения сейсмических волн 4-4,5 км/с, представлен базальтовыми лавами с подчиненными прослоями кремнистых и карбонатных пород; 3) третий слой мощностью 3,5-5 км представлен основными (габбро) и частично ультраосновными (пироксениты) породами. Габбро местами метаморфизованы в амфиболиты. Субокеанский тип земной коры приурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспия, Черное, Средиземное, Охотское и др. моря). Особенность строения этого типа земной коры заключается в большой мощности осадочных пород – до 4-10 км (местами до 15-20 км), залегающих непосредственно на слое со скоростями сейсмических волн 6-6,4 км/с и мощностью около 5-10 км. Суммарная мощность субокеанской земной коры колеблется от 10 до 20 км, иногда до 25 км. Субконтинентальный тип земной коры характерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и окраин материков. По строению он близок к материковому типу, но имеет меньшую мощность – 20-30 км. Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечеткость разделения гранитного и базальтового слоев коры. В пределах пассивных окраин атлантического типа континентальный тип земной коры продолжается в подводную окраину материков, где общая мощность постепенно сокращается, а гранитогнейсовый слой вообще выклинивается в пределах континентального слоя. Земная кора местами непосредственно залегает на астеносфере. В большей же части над астеносферой прослеживается литосфера. Астеносфера– один из верхних слоев мантии, вещество, которое находится здесь в пластическом состоянии. Местами вещество астеносферы расплавлено. Под континентами расплавы установлены на глубине от 120 до 200 км, местами – и до 400 км, а под океаническими плитами с первых километров – до 70 км. Вязкость мантийного вещества в астеносфере разная под океанами и материками. В этом заключается одна из причин движения литосферных плит по расплавленной, размягченной астеносфере. С астеносферой связано положение фокусов многих землетрясений, свидетельствующих об ее активной роли в развитии геологических процессов. Земная кора вместе с частью верхней мантии до слоя астеносферы образует единый жесткий слой, который называется литосферой. В астеносфере наблюдается понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных и повышение электропроводности, что свидетельствует о своеобразном состоянии вещества, менее вязком, более пластичном по отношению к ниже и вышележащим слоям. Мантия. Расположенную под земной корой оболочку называют мантией. Она занимает пространство от 8-80 до 2900 км глубины, неоднородна по своим свойствам, что устанавливается по изменению скорости распространения в ней продольных сейсмических волн. Все основные свойства - плотность, температура и др. – изменяются с глубиной, хотя само вещество в пределах мантии, по-видимому находится в основном в твердом состоянии. Температура в верхних частях мантии на глубинах порядка 100 км определяется 1000-13000С, затем с глубиной она медленно повышается, и у границы с ядром достигает 23000С. Столь высокая температура не вызывает, олнако, расплавления вещества, так как с увеличением давления температура плавления горных пород возрастает, а давление на больших глубинах достигает значений порядка сотен тысяч и миллиона атмосфер. В - верхняя мантия на глубинах от 8-80 до 400 км подстилает земную кору, сложена г.о. ультраосновными породами типа дунита, перидотита. Под океанами в верхней мантии выделяется слой, в котором мантийное вещество находится в частично расплавленном состоянии. С – промежуточный слой, или переходная зона (слой Голицына), размещается на глубинах 400-950 км. Состав его тот же, что и верхней мантии, но здесь в породах увеличивается содержание минералов с повышенной плотностью. D – нижняя мантия, находится на глубинах 950-2900 км. Высокая плотность вещества в этом слое, очевидно, связана с сильным сжатием и появлением при относительно высоких температурах плотных модификаций кремнезема, оксидов железа и магния. Скорость продольных волн 11,3-11,4 км/с (гл. 900-1000 км), 13,6 км/с (гл. 2700-2900 км). Между нижней мантией и ядром по геофизическим данным выделяется около 200 м переходного слоя –слой Б. Гутенберга. Е – внешнее ядро на глубинах 2900-4980 км, состоит предположительно из сжатого жидкого железа с примесью кремния, никеля и серы. Радиус 3450-3500 км. Скорость продольных волн 10,4-10,5 км/с. F – промежуточный слой на глубинах 4980-5120 км, выделяется по физическим свойствам. Мощность 300-400 км. Скорость продольных волн 9,5-10,0 км/с. G – внутреннее ядро, по-видимому имеет состав внешнего ядра, но в результате сверхвысокого давления находится в твердом состоянии. Радиус 1200-1250 км. Скорость продольных волн 11,2-11,3 км/с. Масса ядра составляет до 32 % всей массы Земли, а объем 16 % от объема Земли. Физические поля и силы Земли.Вокруг земного шара помимо гидросферы и атмосферы сконцентрированы еще физические поля. Земля имеет два физических поля: гравитационное и магнитное. Гравитационное поле Земли подчиняется закону всемирного тяготения. Последний был установлен И.Ньютоном в 1747 году и выражает всеобщее свойство материи, состоящее в том, что сила взаимного притяжения двух материальных точек пропорциональна произведению масс этих точек, деленному на квадрат расстояния между ними. Коэффициент пропорциональности называется гравитационной постоянной. Одним из самых удивительных свойств гравитационного поля является его всепроницаемость: отгородиться от его воздействия невозможно; оно действует на любой материальный объект и проникает через любой экран. Другим свойством гравитационного поля является то, что его действие, непрерывно убывая, простирается практически на неограниченные расстояния. Наличие у Земли гравитационного поля является одним из необходимейших условий существования жизни не ней: оно удерживает атмосферу и Мировой океан от их рассеяния в космосе; оно притягивает к поверхности Земли людей, животных и все другие материальные объекты; оно направляет течение рек и создает на поверхности водоемов выталкивающие (архимедовы) силы, удерживающие на ней суда и т.п. Помимо гравитационного поля у Земли есть еще одно поле -магнитное. По сравнению с гравитационным полем оно является достаточно слабым: его средняя величина составляет всего 0,5 эрстеда, в то время как величина поля, создаваемого обычным школьным демонстрационным магнитом, доходит до нескольких десятков эрстед. Геомагнитное поле похоже на дипольное. Так называется поле магнита, у которого полюсы находятся очень близко друг к другу. Если диполь находится в центре шара, то магнитное поле на его поверхности имеет полюса, расположенные в диаметрально противоположных точках. Магнитные полюса Земли не совпадают с географическими. Магнитная ось нашей планеты наклонена к оси ее вращения на 11,50. Магнитный полюс в Северном полушарии находится около берегов Северной Америки, а полюс в Южном полушарии - около берегов Антарктики. Таким образом, магнитные полюса Земли не находятся в диаметрально противоположных точках земного шара, а магнитная ось не только не совпадает с осью вращения Земли, но и не проходит через ее центр. Величина геомагнитного поля на полюсах примерно в два раза больше, чем на экваторе, причем величина поля в Северном полушарии несколько больше, чем в Южном. Различают два вида источников геомагнитного поля: внутренние и внешние. Первые расположены внутри планеты, вторые - вне ее. Первые создают достаточно постоянное магнитное поле, имеющее небольшие вековые вариации, вторые - намного более слабое, но зато переменное магнитное поле. Поле, создаваемое внутренними источниками, называется главным, а поле, создаваемое внешними источниками, - переменным. Природа и происхождение этих полей различны, но между ними существует глубокая взаимосвязь. Главное магнитное поле Земли характеризуется напряженностью, которую в первом приближении можно считать распределенной аналогично напряженности однородно намагниченного шара или магнитного диполя. Главное геомагнитное поле имеет вековые вариации. Они проявляются, в частности, в том, что магнитный момент Земли уменьшается, а само поле дрейфует к западу со скоростью 0,150 в год. Магнитные аномалии используются для изучения строения земной коры и поисков месторождений полезных ископаемых. Они улавливаются специальными приборами — магнитометрами. Методы изучения строения земной коры и поисков полезных ископаемых, основанные на магнитных свойствах горных пород, называются магнитометрическими методами, или магниторазведкой. Данные магнитных исследований наносятся на магнитометрические карты. Одной из характерных особенностей земного магнитного поля является его изменчивость во времени. На протяжении геологической истории происходило многократное изменение полярности магнитного поля Земли. Это свойство используется при проведении палеомагнитных (греч. «палео» — древний) исследований. Они основаны на том, что магнитные породы приобретают и сохраняют намагниченность, характерную для времени их образования. Магнитные возмущения, охватывающие всю Землю, называются мировыми магнитными бурями. Они сопровождаются усилением интенсивности полярных сияний, изменением высоты и плотности ионизированных слоев. Это приводит, в частности, к нарушениям связи на коротких волнах. Мировые магнитные бури часто начинаются внезапно. Обычно это происходит через сутки-двое после вспышки на Солнце. Магнитные бури и некоторые короткопериодические колебания возникают тогда, когда усиливается деятельность Солнца, когда на нем появляются солнечные пятна или вспышки. Рис. 1 . Магнитосфера Земли в меридианальном разрезе Дело в том, что от Солнца к Земле непрерывно летит поток заряженных частиц, или, как говорят, "дует солнечный ветер" (рис. 1). Подлетая к Земле, частицы вступают во взаимодействие с магнитным полем Земли: ведь летящая заряженная частица - это электрический ток, а проводник с током отклоняется магнитным полем. Под напором летящих частиц силовые линии геомагнитного поля деформируются, прогибаются, как прогнулись бы под напором настоящего ветра упругие стальные полоски, имеющие форму силовых линий магнитного поля. Со стороны Солнца магнитное поле оказывается сдавленным, с ночной стороны образуется шлейф из вытянутых силовых линий. Длина шлейфа превышает радиус Земли более, чем в 80 раз. Тепловое поле Земли. Температура земных недр с глубиной нарастает. Об этом свидетельствуют вулканические извержения и рост температуры при погружении в глубокие шахты и буровые скважины. Своеобразными «термометрами» являются первичные очаги вулканов. Они располагаются на глубинах около 100 км, где вещество Земли находится в расплавленном состоянии. А температура плавления лав известна и равна около 1200° С. Глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1°, принято называть геотермической ступенью. А изменение температуры в градусах на единицу длины называют геотермическим градиентом. В среднем температура нарастает на 1° С при углублении на 33 м. Но в различных районах значения геотермической ступени различны. Если бы температура повышалась до центра Земли даже с минимальным геотермическим градиентом, то в центре планеты она равнялась бы 46 000° С. Но на определенной глубине нарастание геотермического градиента почти прекращается. Расчетами установлено, что на глубине около 400 км температура недр составляет порядка 1600° С. А на глубине 2900 км, вероятно, превышает 2500° С. По мнению ряда ученых, температура в центре Земли достигает 5000° С. Тема 1.3. Экзогенные и эндогенные процессы Геологические процессы – это процессы, изменяющие состав, структуру, рельеф и глубинное строение земной коры. Геологическим процессам, за небольшим исключением, свойственны масштабность и большая длительность (до сотен млн лет); в сравнении с ними существование человечества – весьма краткий эпизод в жизни Земли. В связи с этим преобладающее большинство геологических процессов непосредственно недоступно для наблюдения. Судить о них можно лишь по результатам их воздействия на те или иные геологические объекты – горные породы, геологические структуры, типы рельефа континентов и дна океанов. Большое значение имеют наблюдения над современными геологическими процессами, которые, согласно принципу актуализма, можно использовать в качестве моделей, позволяющих познавать процессы и события прошлого, учитывая их изменчивость. В настоящее время геолог может наблюдать разные стадии одних и тех же геологических процессов, что существенно облегчает их изучение. Все геологические процессы, происходящие в недрах Земли и на её поверхности, подразделяются на эндогенные и экзогенные. Эндогенные геологические процессы происходят за счет внутренней энергии Земли. Согласно современным представлениям (Сорохтин, Ушаков, 1991), главным планетарным источником этой энергии является гравитационная дифференциация земного вещества. (Компоненты с повышенным удельным весом под действием сил гравитации стремятся к центру Земли, в то время как более легкие концентрируются у поверхности). В результате этого процесса в центре планеты выделилось плотное железо-никелевое ядро, а в мантии возникли конвективные течения. Второстепенным источником энергии является энергия радиоактивного распада вещества. На её долю приходится всего 12 % энергии, идущей на тектоническое развитие Земли, а на долю гравитационной дифференциации – 82 %. Некоторые авторы считают, что главным источником энергии эндогенных процессов является взаимодействие внешнего ядра Земли, находящегося в расплавленном состоянии, с внутренним ядром и мантией. К эндогенным процессам относятся тектонические, магматические, пневматолито-гидротермальные и метаморфические. Тектоническими называются процессы, под воздействием которых формируются тектонические структуры земной коры – горно-скла-дчатые пояса, прогибы, впадины, глубинные разломы и т.д. Вертикальные и горизонтальные движения земной коры также относятся к тектоническим процессам. Магматические процессы (магматизм) – это совокупность всех геологических процессов, связанных с деятельностью магмы и её производных. Магма – огненно-жидкая расплавленная масса, образующаяся в земной коре или верхней мантии и превращающаяся при застывании в магматические горные породы. По происхождению магматизм делится на интрузивный и эффузивный. Термин «интрузивный магматизм» объединяет процессы формирования и раскристаллизации магмы на глубине с образованием интрузивных тел. Эффузивный магматизм (вулканизм) – совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магмы из глубины на поверхность с образованием вулканических построек. В особую группу выделяют гидротермальные процессы. Это процессы образования минералов в результате отложения их в трещинах или порах горных пород из гидротермальных растворов. Гидротермы – жидкие горячие водные растворы, циркулирующие в земной коре и участвующие в процессах перемещения и отложения минеральных веществ. Гидротермы часто более или менее обогащены газами; если содержание газов велико, то такие растворы называются пневматолито-гидротермальными. В настоящее время многие исследователи считают, что гидротермы образуются при смешении подземных вод глубокой циркуляции и ювенильных вод, образующихся при сгущении водяного пара магмы. Гидротермы движутся по трещинам и пустотам в горных породах в сторону пониженного давления – к земной поверхности. Являясь слабыми растворами кислот или щелочей, гидротермы характеризуются высокой химической активностью. В результате взаимодействия гидротерм с вмещающими породами образуются минералы гидротермального происхождения. Метаморфизм – комплекс эндогенных процессов, обусловливающих изменения в структуре, минеральном и химическом составе горных пород в условиях высокого давления и температуры; плавления пород при этом не происходит. Главными факторами метаморфизма являются температура, давление (гидростатическое и одностороннее) и флюиды. Метаморфические изменения заключаются в распаде первоначальных минералов, в молекулярной перегруппировке и образовании новых минералов, более устойчивых в данных условиях среды. Метаморфизму подвергаются все типы горных пород; образующиеся при этом породы называются метаморфическими. Экзогенные процессы – геологические процессы, происходящие за счет внешних источников энергии, главным образом Солнца. Они происходят на поверхности Земли и в самых верхних частях литосферы (в зоне действия факторов гипергенеза или выветривания). К экзогенным процессам относятся: 1) механическое дробление горных пород до составляющих их минеральных зерен, в основном под влиянием суточного перепада температуры воздуха и за счет морозного выветривания. Этот процесс называется физическим выветриванием; 2) химическое взаимодействие минеральных зерен с водой, кислородом, углекислым газом и органическими соединениями, приводящее к образованию новых минералов – химическое выветривание; 3) процесс перемещения продуктов выветривания (так называемый перенос) под действием силы тяжести, посредством движущихся воды, ледников и ветра в области осадконакопления (океанические впадины, моря, реки, озера, понижения рельефа); 4) накопление толщ осадков и преобразование их за счет уплотнения и обезвоживания в осадочные горные породы. В ходе этих процессов образуются месторождения осадочных полезных ископаемых. Многообразие форм взаимодействия экзогенных и эндогенных процессов обусловливает разнообразие структур земной коры и рельефа её поверхности. Эндогенные и экзогенные процессы находятся между собой в неразрывной связи. По своей сути эти процессы антагонистичны, но в то же время неразделимы, и весь этот комплекс процессов можно условно назвать геологической формой движения материи. Она также в последнее время включает в себя деятельность человека. В течение последнего столетия наблюдается возрастание роли техногенного (антропогенного) фактора в составе общего комплекса геологических процессов. Техногенез – совокупность геоморфологических процессов, вызванных производственной деятельностью человека. По направленности деятельность человека подразделяется на сельскохозяйственную, эксплуатацию месторождений полезных ископаемых, возведение различных сооружений, оборонную и прочие. Результатом техногенеза является техногенный рельеф. Границы техносферы непрерывно расширяются. Так, всё возрастают глубины бурения на нефть и газ на суше и шельфе. Заполнение водохранилищ в горных сейсмически опасных районах вызывает в ряде случаев искусственные землетрясения. Добыча полезных ископаемых сопровождается выдачей на дневную поверхность огромных объемов «пустых» пород, в результате создается «лунный» ландшафт (например, в районе г.г. Прокопьевска, Киселёвска, Ленинск-Кузнецкого и других городов Кузбасса). Отвалы шахт и прочих производств, свалки мусора создают новые формы техногенного рельефа, захватывая всё большую часть сельскохозяйственных угодий. Рекультивация этих земель проводится очень медленно. Таким образом, хозяйственная деятельность человека стала в настоящее время неотъемлемой частью всех современных геологических процессов. Процессы выветривания.Горные породы на дневной поверхности подвергаются разрушающему воздействию воды, газов (кислорода и углекислоты), организмов и продуктов их жизнедеятельности, температурных колебаний. Совокупность процессов механического дробления (дезинтеграции) горных пород и химического разложения слагающих их минералов получила название выветривания или гипергенеза. Геологическая деятельность ветра в этих процессах играет весьма незначительную роль. Важнейшим источником энергии процессов гипергенеза является Солнце. В этом смысле – гипергенез – понятие неразрывно связанное с экзогенными процессами. Область развития гипергенеза получила название зоны гипергенеза. Под термином «выветривание» (гипергенез) объединены два качественно различных, хотя и неразрывно связанных между собой, процесса – физический и химический. Результатом физического процесса (механического дробления) является разрушение породы на обломки различного размера, а в конечном итоге – до составляющих её минеральных зерен; химический состав породы при этом не меняется. При химическом разложении первичные минералы изменяются и замещаются вторичными. Таким образом, в зависимости от факторов, воздействующих на горные породы, и результатов этого воздействия процессы выветривания подразделяются на физическое и химическое выветривание. Физическое выветривание вызывается разнообразными факторами, важнейшим из которых является суточное колебание температуры. Наибольшие амплитуды суточных колебаний температуры характерны для тропических пустынь (70 ºС, а иногда 90 ºС). За счет этого происходит температурное выветривание горных пород. При температурных колебаниях в кристаллических породах возникают внутренние напряжения. В наибольшей мере это характерно для полиминеральных пестроокрашенных горных пород. Темные минералы нагреваются сильнее светлых и при прочих равных условиях сильнее расширяются. Однако и одинаково окрашенные минералы за счет разных коэффициентов линейного расширения увеличиваются в объеме по-разному. В итоге на границах минеральных зерен возникают напряжения, образуются микротрещины и, в конечном счете, монолитная кристаллическая порода распадается на отдельные минеральные зерна. Например, гранит в результате физического выветривания распадается на зерна кварца, полевых шпатов, биотита и роговой обманки, превращаясь в рыхлую массу обломочного материала – песок. Именно таким образом идет образование песка в песчаных пустынях. В мономинеральной горной породе напряжения возникают вследствие различия коэффициентов линейного расширения в разных направлениях в кристалле. Так, у кварца в разных направлениях коэффициент линейного расширения различается в два раза. Крупнокристаллические горные породы при прочих равных условиях разрушаются быстрее мелкокристаллических. Быстрому разрушению горных пород способствует также их плохая теплопроводность. Днем сильно нагревается лишь самая поверхностная часть скальника, а глубже расположенные участки остаются холодными. Ночью аналогичным образом происходит охлаждение. Вследствие этого возникает напряжение между внутренними и внешними частями скалы. В результате наружная часть породы отрывается от внутренней и отваливается, а обнажившаяся свежая порода подвергается тем же процессам. Происходит так называемое «шелушение» породы. Термин «шелушение» подчеркивает, что процессу разрушения подвергается тонкий слой монолита, а образующиеся обломки имеют вид тонких пластинок плиток, чешуек. Поскольку процесс постоянен, монолит превращается в щебень. При физическом выветривании однородных горных пород (базальтов) нередко образуется так называемая шаровая отдельность. Температурное выветривание наиболее интенсивно протекает в тропических пустынях, как уже упоминалось выше, за счет больших суточных амплитуд температуры. Кроме того, физическому выветриванию в пустынях благоприятствует отсутствие растительного покрова. Второй областью, где широко распространены процессы физического, и в том числе температурного выветривания, является зона высокогорья. Выветриванию в зоне высокогорья способствуют большая инсоляция и высокий коэффициент прозрачности воздуха. Образующиеся обломки пород слагают каменные реки – курумы, медленно движущиеся вниз по склонам. В арктических и субарктических широтах, а также в высокогорье, выше снеговой линии, породы подвергаются морозному выветриванию. Морозное выветривание происходит интенсивно в весенне-осенний период, когда температура колеблется около 0 ºС (точка замерзания пресной воды). Днем снег и лед подтаивают, и вода просачивается в поры и трещины горных пород. Ночью вода замерзает и увеличивается в объеме на 9 %. Возникающего при этом давления вполне достаточно для разрушения пород, ослабленных трещинами. Образовавшийся в породах лед расклинивает их или вызывает морозное вспучивание. В аридном климате роль своеобразных клиньев могут выполнять растущие в порах и поперек трещин кристаллы солей, которые выпадают при испарении подходящих к дневной поверхности подземных вод. Такое же механическое действие на горные породы оказывает корневая система деревьев. Продуктами физического выветривания являются: глыбы, щебень, дресва, песок. Химическое выветривание – это химические реакции минералов с кислородом воды и воздуха, углекислым газом, органическими кислотами с образованием новых минералов, устойчивых в условиях земной поверхности. В отличие от глубинных частей земной коры поверхностные условия характеризуются низкой температурой и давлением, избытком кислорода и углекислого газа. Важную роль в процессах химического выветривания играют поверхностные воды. Они также как и гидротермы, циркулирующие в земной коре, имеют слабощелочную или слабокислую реакцию. Повышенная концентрация водородных ионов, обусловливающая слабокислую реакцию воды, особенно характерна для экваториальных и субэкваториальных лесов. Поверхностные воды этих природных зон отличаются более высокой температурой, содержат гуминовые кислоты и углекислоту, образующиеся за счет разложения органических остатков. Количественно кислотность и щелочность среды характеризуется показателем РН, значения которого равны взятому с обратным знаком десятичному логарифму концентрации водородных ионов. У воды с нейтральной реакцией РН равно 7, с кислой – меньше 7, со щелочной – больше 7. Органические кислоты, содержащиеся в природных водах, способствуют образованию почв. Почва – агрегат минеральных и органических веществ, а также воздуха и воды, способный поддерживать рост растений. Почвы формируются в результате выветривания на месте или из рыхлого материала, перенесенного из других мест. На их формирование влияют: растительность, климат, рельеф, состав пород, время формирования. Наиболее плодородный слой почв называется гумус. Процессы, протекающие при химическом выветривании можно свести к следующим реакциям – окислению, гидратации, растворению и гидролизу. Окисление минералов связано с присоединением к ним кислорода, растворенного в воде и, в меньшей степени, кислорода воздуха. Наиболее сильно процессам окисления подвергаются минералы, образовавшиеся в условиях недостатка кислорода и содержащие закисные соединения железа, марганца, кобальта. К ним относятся в частности железомагнезиальные силикаты, образующиеся в результате кристаллизации магмы. В условиях избытка кислорода, содержащиеся в этих минералах закисные соединения переходят в окисные. Кроме того, в поверхностных условиях процессам окисления интенсивно подвергаются сульфиды. На многих сульфидных месторождениях можно наблюдать верхнюю окисленную их часть бурого цвета («железную шляпу»), представляющую собой бурый железняк, образованный путем окисления сульфидов железа. Процесс окисления сульфида железа (пирита) очень сложен. В начале образуется сульфат закиси железа, затем сульфат окиси железа, далее – водная окись железа (лимонит) или так называемый бурый железняк: FeS2 + nO2 + mH2O → FeSO4 → Fe2(SO4)3 → Fe2O3 ∙ nH2O Пирит Сульфат Сульфат Лимонит - закиси окиси гидроокись железа железа железа Иногда в зонах окисления медных сульфидных месторождений, особенно там, где они залегают на известняках, образуются малахит и азурит – карбонаты меди. Гидратация – процесс связывания частиц растворимого в воде вещества с молекулами воды. Этот процесс может ограничиваться закреплением молекул воды на поверхности отдельных участков кристаллической решетки минерала. Такая вода называется гидратной, а образовавшиеся минералы – гидратами: FeO(OH) → FeO(OH) ∙ nH2O Гётит Гидрогётит Реакции гидратации большей частью обратимы. Обратная реакция отсоединения воды называется дегидратацией. Гидратная вода, входящая в структуру кристаллической решетки минерала, называется кристаллизационной, а минералы – кристаллогидратами. Особенно легко образуются кристаллогидраты различных солей. Например, реакция образования минерала гипса: CaSO4 + 2H2O = CaSO4 ∙ 2H2O Ангидрит Гипс Растворение наиболее интенсивно протекает в осадочных горных породах, а именно – хлоридных, сульфатных и карбонатных. В результате образуются специфические карстовые формы рельефа (пещеры, карстовые воронки). Гидролиз – реакция обменного разложения между водой и различными химическими соединениями, способными под действием молекул воды расщепляться на более низкомолекулярные соединения с присоединением ионов (Н+ и ОН-) по месту разрыва связей. К числу соединений, способных подвергаться гидролизу, принадлежат силикаты и алюмосиликаты. Они стадийно, с последовательным образованием нескольких минералов, распадаются до окислов, гидроокислов и некоторых солей. Например, серпентин в результате гидролиза распадается на окислы магния и кремния. На последней стадии гидролиза полевых шпатов образуются минералы группы глин (например, каолинит, который в условиях земной поверхности достаточно устойчив), а на месте магматических или метаморфических пород (в состав которых входят полевые шпаты) возникают месторождения глин, обогащенные гидроокислами железа, алюминия, кремния, реже марганца и титана. Коры выветривания Совокупность продуктов выветривания, которые слагают самую верхнюю часть литосферы, называется корой выветривания. При выветривании происходит закономерная дифференциация вещества: на приподнятых, хорошо дренируемых (промываемых атмосферными водами) участках, большая часть минералов остается на месте. Эти остаточные, несмещенные продукты выветривания представляют собой один из важнейших генетических типов континентальных образований, называемый элювием, который слагает на исходных породах кору выветривания. Б.Б. Полынов и И.И. Гинзбург установили, что формирование коры выветривания происходит в определенной последовательности. Ими выделены четыре стадии выветривания: 1) обломочная, 2) сиаллитная обызвесткованная, 3) кислая сиаллитная, 4) аллитная. Обломочная стадия характеризуется преобладанием механического дробления, в результате которого накапливаются обломки первичных пород, так называемый обломочный элювий. Сиаллитная обызвесткованная стадия обозначается так по названию элементов силициума и алюминия, входящих в состав минералов, образующихся на этой стадии. В эту стадию начинается химическое выветривание. Происходит вытеснение катионов щелочных (калия, натрия) и щелочноземельных (кальция, магния) металлов, образующих растворы карбонатов и бикарбонатов, а также гидратация силикатов и алюмосиликатов. В условиях влажного и теплого климата карбонаты выносятся текучими водами в моря. В условиях сухого климата они остаются на месте, в результате чего на обломках пород образуются карбонатные пленки и корочки – обызвесткованный элювий. На этой стадии полевые шпаты превращаются сначала в слюды, а затем в результате гидротации – в гидрослюды. Кислая сиаллитная стадия характеризуется частичным выносом кремнезема, в результате чего гидрослюды превращаются в глинистые минералы (в частности в каолинит). Каркасная кристаллическая решетка полевых шпатов на этой стадии окончательно превращается в слоевую, характерную для глинистых минералов. В итоге исчезают текстурно-структурные признаки первичной породы. Образуется сиаллитный элювий – глины. Аллитная стадия характеризуется разложением алюмосиликатного ядра с образованием оксидов и гидроксидов алюминия, кремния, железа – наиболее устойчивых химических соединений для поверхностных условий. Образуется аллитный элювий. Полностью сформировавшаяся кора будет иметь следующий профиль (снизу вверх): 1) горизонт – обломочный (слабо измельченная порода); 2) горизонт – гидрослюдистый; 3) горизонт – каолинитовый пятнистый (пятна образованы гидроокислами железа); 4 горизонт – латеритовый (аллитный). Эта обобщенная схема, однако, существенно меняется в различных природных зонах. В условиях арктического и субарктического климата, а также в пустынях и зоне высокогорья в результате физического выветривания формируется лишь обломочный горизонт. Химическое выветривание здесь практически не проявляется – в нивальном (снежном) климате из-за низких температур, а в пустынях из-за отсутствия воды. Мощность коры выветривания в этих районах наименьшая (первые метры), и соответственно почвенный слой развит очень слабо. В частности, тундровым почвам свойственно небольшое содержание перегноя при мощности почвенного профиля 20–30 см. Гумидный умеренный тип климата обуславливает широкое распространение таежной растительности. Благодаря избытку влаги, обусловленному малой испаряемостью, и большому количеству гуминовых кислот, образующихся за счет гниения растительных остатков, создаются благоприятные условия для химического выветривания. С другой стороны, относительно невысокие температуры понижают интенсивность химических процессов. Кора выветривания включает в себя обломочный, гидрослюдистый и каолинитовый горизонты, её мощность достигает первых десятков метров. Мощность почвенного покрова, по сравнению с зоной тундры, возрастает. Распространение получают подзолистые и дерново-подзолистые почвы. Вследствие избытка влаги из верхнего слоя вымываются подвижные компоненты, и он обогащается кремнеземом (почвы приобретают белесую окраску). Нижние горизонты обогащаются труднорастворимыми соединениями железа, марганца, алюминия, вынесенных из верхних горизонтов. Степная зона отличается от таежной большей сухостью климата. В силу этого здесь образуются лишь обломочный и гидрослюдистый горизонты. Почвы из-за слабого промывания содержат много минеральных веществ и обогащены гумусом, что обеспечивает их высокое плодородие. Формируются черноземы. В жарком гумидном климате создаются наиболее благоприятные условия для химического выветривания. Мощность коры выветривания превышает 100 м, в её разрезе присутствуют все четыре горизонта. Избыток гниющей растительности обеспечивает формирование кислых вод, глубоко проникающих в толщу горных пород. В результате легкорастворимые минералы разрушаются, и горная порода превращается в рыхлую обломочную массу. Таким образом, в данной климатической зоне обломочный горизонт формируется в результате химического, а не физического выветривания. Другой специфической особенностью этой зоны является формирование латеритного горизонта, обогащенного окислами и гидроокислами железа и алюминия. Окислы и гидроокислы железа обусловливают кирпично-красную окраску горизонта. На латеритной коре выветривания формируются почвы красного цвета (коричневые, охристо-коричневые, иногда малиновые) – красноземы и желтоземы. Здесь была рассмотрена зависимость коры выветривания от климатической зональности. Важно однако подчеркнуть, что мощность и состав коры выветривания контролируются и другими факторами: тектоническим режимом территории, вещественным составом пород, подвергающихся выветриванию. Наиболее мощные коры выветривания формируются в условиях тектонической стабильности, обусловливающей выровненный рельеф. Но даже в условиях тектонической стабильности мощность коры зависит еще и от геоморфологического фактора: на относительно приподнятых участках происходит интенсивный дренаж поверхностного слоя земной коры и формирующаяся кора выветривания имеет большую мощность; на пониженных участках равнин дренаж ослаблен, и кора маломощная. В условиях интенсивного поднятия территории и, соответственно, интенсивного смыва рыхлых продуктов, коры выветривания имеют небольшую мощность или отсутствуют. В зонах опускания, где происходит осадконакопление, коры выветривания не формируются. В случае образования латеритной коры выветривания на ультраосновных породах, она в большей мере обогащена окислами железа. Коры выветривания подразделяются на современные и древние. Современные коры выветривания обычно недоразвиты. Зональная дифференциация выражена в них слабее, чем в древних. Древние коры выветривания рассматриваются как геологические документы, указывающие на резкое ослабление в эпоху их формирования тектонической активности района. В истории Земли выделяется несколько эпох широкого формирования кор выветривания: допротерозойская, докембрийская, девонская, мезозойская, палеогеновая. С современными и древними корами выветривания связаны месторождения огнеупорных керамических глин, бокситов, железных руд и руд редких металлов. С корами выветривания также связано обогащение верхних горизонтов литосферы тяжелыми металлами (свинец, цинк, сурьма). Они образуют легкорастворимые соединения и в совокупности с техногенными выбросами, возможно, усиливают загрязнение окружающей среды вредными веществами. Советский ученый Н.А. Ясаманов считает, что мощное развитие коры выветривания на границе мезозоя и кайнозоя вызвало повышение концентрации тяжелых элементов и привело к вымиранию динозавров. 2. Транспортировка продуктов выветривания и седиментогенез По мере выветривания горных пород происходит перераспределение продуктов выветривания. На этот процесс в первую очередь воздействует всемирное тяготение. Так в частности проявляется нивелирующее воздействие на рельеф Земного шара экзогенных процессов, стремящихся приблизить рельеф Земли к поверхности геоида. Главную роль в транспортировке материала играют постоянные и временные водотоки, ветер, ледники, морские течения. В условиях расчленённого рельефа наблюдается движение вниз по склону больших масс обломочного материала. Гравитационный перенос материала. Движение продуктов выветривания вниз по склону происходит под действием силы тяжести, причем скорость перемещения может быть различной. В зависимости от скорости и механизма перемещения различают три способа гравитационного переноса материала: 1. Медленное сползание почв, осыпей, курумов. Солефлюкция. 2. Быстрое сползание (лавины). 3. Скольжение и падение (камнепады, снежные лавины, оползни-обвалы). Медленное перемещение вниз по склону почв и рыхлых пород называется крип. Этот процесс проявляется на каждом склоне, о чем свидетельствует искривление деревьев – «пьяный лес», наклон телеграфных столбов и т.д. Скорость крипа зависит от угла наклона склона, климата и состава пород. (Песчаные породы передвигаются быстрее, лессы медленнее). В среднем скорость составляет 3 м за 100 лет. Сползание курумов и осыпей, образующихся при выветривании, происходит везде, где есть наклонные поверхности. Его скорость, в первую очередь, зависит от климата: в районах с сильными колебаниями суточных температур она выше, чем в районах с малыми колебаниями. Самое быстрое движение свойственно холодным районам, где замерзает вода в пространстве между обломками. Во время частичного подтаивания льда начинается перемещение. Солефлюкция – сползание оттаявших почв по замершему слою при наличии даже небольшого наклона склона – часто встречается в зонах вечной мерзлоты или в горах. Весной это явление можно наблюдать и в окрестностях Томска. Оттаявший и насыщенный влагой слой начинает съезжать по мерзлому как по ледяной горке. В районах с сухим климатом часто происходит быстрое перемещение обломочного материала. Это лавины обломков, которые перемещаются по гладкой поверхности невыветрелых пород, сметая все препятствия на своем пути. Где есть крутые склоны с плохо закрепленным, легко осыпающимся материалом, сход лавин является обычным процессом. После этого в местах зарождения лавин остаются обнаженные уступы. Скольжение и падение обломочного материала осуществляется, когда последний получает возможность двигаться свободно, насколько ему позволяют трение и сопротивление воздуха. Свободно падающие обломки разбиваются о поверхность внизу и могут катиться, сползать или скользить, пока не иссякнет энергия движения. Свободное падение или камнепад – основной процесс в районах с крутым расчлененным рельефом. Когда угол откоса достигает 30º, ничто уже не препятствует движению обломков. Один упавший камень может подтолкнуть массу других несцементированных обломков. То же самое может происходить с массами снега, покоившегося на крутых склонах. Даже резкий громкий звук в этом случае может вызвать обвал и снежную лавину. Если наличие крутых склонов и трещиноватых выветрелых пород осложняется присутствием вод (вследствие обильных дождей или таяния снега), происходят оползни-обвалы – внезапные и катастрофические явления. Обычно всего за несколько минут миллионы кубометров материала перемещаются на расстояния, измеряемые километрами. Они могут подпруживать реки и образовывать озера. Отложения, смещенные по склону под действием силы тяжести, называются коллювий. Обычно это плохо сортированный материал глыбово-щебнистой размерности, образующий конус выноса у подножия склона. В острие конуса располагаются более крупные обломки, по периферии – более мелкие. 2. Транспортировка продуктов выветривания и седиментогенез По мере выветривания горных пород происходит перераспределение продуктов выветривания. На этот процесс в первую очередь воздействует всемирное тяготение. Так в частности проявляется нивелирующее воздействие на рельеф Земного шара экзогенных процессов, стремящихся приблизить рельеф Земли к поверхности геоида. Главную роль в транспортировке материала играют постоянные и временные водотоки, ветер, ледники, морские течения. В условиях расчленённого рельефа наблюдается движение вниз по склону больших масс обломочного материала. 1.4.2.1. Гравитационный перенос материала Движение продуктов выветривания вниз по склону происходит под действием силы тяжести, причем скорость перемещения может быть различной. В зависимости от скорости и механизма перемещения различают три способа гравитационного переноса материала: 1. Медленное сползание почв, осыпей, курумов. Солефлюкция. 2. Быстрое сползание (лавины). 3. Скольжение и падение (камнепады, снежные лавины, оползни-обвалы). Медленное перемещение вниз по склону почв и рыхлых пород называется крип. Этот процесс проявляется на каждом склоне, о чем свидетельствует искривление деревьев – «пьяный лес», наклон телеграфных столбов и т.д. Скорость крипа зависит от угла наклона склона, климата и состава пород. (Песчаные породы передвигаются быстрее, лессы медленнее). В среднем скорость составляет 3 м за 100 лет. Сползание курумов и осыпей, образующихся при выветривании, происходит везде, где есть наклонные поверхности. Его скорость, в первую очередь, зависит от климата: в районах с сильными колебаниями суточных температур она выше, чем в районах с малыми колебаниями. Самое быстрое движение свойственно холодным районам, где замерзает вода в пространстве между обломками. Во время частичного подтаивания льда начинается перемещение. Солефлюкция – сползание оттаявших почв по замершему слою при наличии даже небольшого наклона склона – часто встречается в зонах вечной мерзлоты или в горах. Весной это явление можно наблюдать и в окрестностях Томска. Оттаявший и насыщенный влагой слой начинает съезжать по мерзлому как по ледяной горке. В районах с сухим климатом часто происходит быстрое перемещение обломочного материала. Это лавины обломков, которые перемещаются по гладкой поверхности невыветрелых пород, сметая все препятствия на своем пути. Где есть крутые склоны с плохо закрепленным, легко осыпающимся материалом, сход лавин является обычным процессом. После этого в местах зарождения лавин остаются обнаженные уступы. Скольжение и падение обломочного материала осуществляется, когда последний получает возможность двигаться свободно, насколько ему позволяют трение и сопротивление воздуха. Свободно падающие обломки разбиваются о поверхность внизу и могут катиться, сползать или скользить, пока не иссякнет энергия движения. Свободное падение или камнепад – основной процесс в районах с крутым расчлененным рельефом. Когда угол откоса достигает 30º, ничто уже не препятствует движению обломков. Один упавший камень может подтолкнуть массу других несцементированных обломков. То же самое может происходить с массами снега, покоившегося на крутых склонах. Даже резкий громкий звук в этом случае может вызвать обвал и снежную лавину. Если наличие крутых склонов и трещиноватых выветрелых пород осложняется присутствием вод (вследствие обильных дождей или таяния снега), происходят оползни-обвалы – внезапные и катастрофические явления. Обычно всего за несколько минут миллионы кубометров материала перемещаются на расстояния, измеряемые километрами. Они могут подпруживать реки и образовывать озера. Отложения, смещенные по склону под действием силы тяжести, называются коллювий. Обычно это плохо сортированный материал глыбово-щебнистой размерности, образующий конус выноса у подножия склона. В острие конуса располагаются более крупные обломки, по периферии – более мелкие. 1.4.2.2. Геологическая деятельность ветра (эоловая деятельность) Ветер играет значительную роль при переносе продуктов выветривания. При эоловом переносе (название происходит от имени бога ветров Эола), в отличие от гравитационного, обломочный материал может переноситься на значительные расстояния и долгое время находиться в воздухе во взвешенном состоянии. Так пепел от извержения вулкана Кракатау (1885) перемещался вокруг Земли в верхних слоях тропосферы, периодически выпадая, в течение двух лет. Ветер переносит материал пылеватой и песчаной размерности и откладывает его на громадных территориях Земли. Способность ветра к переносу напрямую зависит от его силы. Слабый ветерок может переносить пыль во взвешенном состоянии, а более сильный (5 м/с) – перекатывать тонкий песок. Ветер со скоростью 10 м/с транспортирует песчинки диаметром до 1 мм, а при скорости в 20 м/с − частицы в 4−5 мм. Ураганы и смерчи поднимают не только пыль, но и песок на высоту в сотни метров и перекатывают гальку размером до 5−7 см в диаметре. Прекращение переноса и осаждение материала происходит по ряду причин: ослабление или прекращение ветра, выпадение атмосферных осадков, наличие препятствий (скал, холмов, строений). В процессе эолового переноса обломочного материала происходит его сортировка из-за различного способа и дальности транспортировки частиц. Перенос материала пылеватой размерности осуществляется по воздуху во взвешенном состоянии на многие километры. Частицы песчаной размерности перемещаются по земле широкими струями путем перетекания (соскальзывание) или прыжками (сольтация). Обычно дальность переноса составляет первые километры. При сольтации песчинки подпрыгивают над землей на высоту от нескольких сантиметров до первых метров. Они движутся по искривленной траектории, подталкивая друг друга к последующему движению по типу цепной реакции. В наибольшей степени эоловая деятельность проявляется при аридном климате, полном или частичном отсутствии растительности, наличии рыхлых продуктов выветривания и достаточно сильных и частых ветрах. Такие условия существуют по берегам морей, озер, в зонах высокогорья, приполярных районах, а также в пустынях и полупустынях нашей планеты, занимающих 20 % площади суши. Только на территории Сахары можно разместить 16 таких государств как Франция. Пустыни существуют в Азии, Африке и Австралии, в меньшем количестве в Америке и Европе. На территории бывшего Советского Союза пустыни и полупустыни распространены в Туркмении, Казахстане, Прибалхашье, на Прикаспийской низменности. Пустыни классифицируются по рельефу: на горные и равнинные; по отложениям: на каменистые (гамады), песчаные, лёссовые (адыры), глинистые (такыры) и глинисто-солончаковые (шоры). Самое большое распространение на Земле имеют песчаные пустыни. Песок, возникающий при выветривании, и переносимый ветрами, накапливается там в виде специфических форм рельефа: дюн, барханов, эоловой ряби. Дюны – асимметричные песчаные холмы или гряды холмов, медленно движущиеся по ветру (рис. 20). Их размеры варьируют в широких пределах. Обычно это первые десятки метров, но иногда они могут достигать гигантских размеров. В Сахаре, например, высота некоторых дюн достигает 200–300 метров. Дюны имеют наветренный склон пологий, а подветренный – крутой. Песчинки закатываются ветром по пологому склону на вершину дюны, а затем соскальзывают вниз по крутому подветренному склону. Так действует механизм перемещения песка и происходит миграция дюн. Скорость их передвижения может достигать нескольких сотен метров в год. Они медленно, но неуклонно засыпают все, что встречается им на пути: пальмовые рощи, колодцы, посевы, дороги и даже целые деревни. Главным методом по защите от дюн является посадка растений, растущих на песчаной почве. Такие живые защитные полосы, а также изгороди из проволочной решётки могут сдерживать наступление песка. Барханы имеют серповидную форму, причем их «рога» вытянуты по ветру, наветренный склон выпуклый, а подветренный – вогнутый. Они формируются на открытых площадях, с постоянным направлением ветра. При активных ветрах любые препятствия (камни, кустарники) тормозят движение ветропесчаного потока. Возле препятствия скапливается холмик песка, который постепенно начинает превышать высоту основного слоя переноса песка, и тем самым сам становится препятствием для ветропесчаного потока. Такое препятствие изменяет направление струй песка, которые обтекают его и формируют «рога», вытянутые по ветру (рис. 19). Некоторые авторы называют дюнами внепустынные формы песчаного рельефа, а барханами – образования пустынь. Схематическая зарисовка барханов Аравийской пустыни: направление ветра (В, а); а-б – наветренный склон; б-в – поверх- ность скатывания; г – рога бархана Рис. 20. Схематическая зарисовка копьевидных дюн Ливийской пустыни: сплошная стрелка - направление господствующего ветра, пунктирная стрелка - направление сильных сезонных ветров Эоловая рябь формируется на любых песчаных поверхностях, в том числе на дюнах и барханах. Волнообразные изгибы на поверхности песка образуются под влиянием сортирующего механизма: наиболее крупные зерна скапливаются на гребнях, наиболее тонкие – в понижениях между ними. Знаки эоловой ряби несимметричны и похожи на маленькие дюны. Они, как настоящие морские волны, непрерывно меняют свою форму под воздействием ветров. Скопление пылеватых частиц, перенесенных и отложенных ветром, называется лёссом. Лёссовые пустыни (адыры) распространены в Америке в бассейнах рек Миссисипи и Огайо, в Аргентине, Судане и Китае. Мощные лёссовые толщи встречаются также в Европе. Лёссы – рыхлые породы, цементация в них полностью отсутствует. Однако благодаря зазубренному краю частиц, скрепление их настолько прочно, что в рельефе эти породы всегда образуют вертикальную стенку, а не осыпь, как другие рыхлые отложения. Для лёссовых толщ характерна столбчатая отдельность и отсутствие слоистости. Возникновение их связано с аридным климатом, холодным или теплым. Исходный материал – отложения ледникового или пустынного происхождения. Разрушительная деятельность ветра подразделяется на корразию и дефляцию. Выше в этой главе уже упоминалось, что ветрами могут захватываться и переноситься частицы рыхлых пород. Процесс выдувания и развевания ветром рыхлого материала называется дефляция. Расчеты показали, что суммарный захват обломочного материала с суши Земного шара составляет более 5 млрд тонн в год. Затем этот материал снова выпадает в виде осадков на поверхность морей и континентов. Более всего дефляции подвержены почвы при сельскохозяйственной деятельности человека. Ветер развевает верхний наиболее плодородный, богатый гумусом, слой почвы. В результате возникают «черные бури», названные так из-за сильного потемнения атмосферы, насыщенной пылеватыми частицами почвенного слоя. Защитой почв от ветров-суховеев служит насаждение полос древесной растительности. В понижениях рельефа часто возникают вихревые потоки ветра, в результате воздействия которых формируются округлые котловины выдувания. Механизм образования этих дефляционных котловин заключается в следующем: в сухую погоду вихревые потоки ветра штопором ввинчиваются в рыхлый грунт и выносят все отделившиеся частицы. В период выпадения осадков почва размягчается и разрыхляется. Затем ветер выносит рыхлый материал. Огромные котловины выдувания встречаются в Ливийской пустыне в Африке и пустыне Гоби в Центральной Азии. Глубина их может достигать 50 метров. Если котловина, углубляясь, достигает горизонта грунтовых вод, возникает озеро. Дефляционные озера в изобилии встречаются в Хакассии; в окрестностях города Томска существует несколько озер такого же происхождения. Совершенно иным способом происходит развевание плотных горных пород. Они истираются, царапаются, разрушаются мелкими твердыми частицами, переносимыми ветром. Этот процесс называется корразия. У твердых тонкозернистых пород в результате корразии появляются отполированные до блеска поверхности. Галька при этом обтачивается и превращается в эоловые многогранники – обломки породы с плоскими отшлифованными гранями. В рыхлых или крупнозернистых породах возникают параллельные слоистости желобки или длинные ниши. В пустынях корразионная деятельность ветра приводит к образованию причудливых фигур в виде грибов, башен, истуканов. Каменные «грибы» в пустыне – результат корразии. Наиболее активно стачивается ножка гриба. Геологическая деятельность поверхностных текучих вод. Разрушение горных пород и перенос обломочного материала текучими водами называется эрозия. Источником питания поверхностных текучих вод являются атмосферные, талые, озерные и подземные воды. При питании только атмосферными и талыми водами формируется нерусловой склоновый сток. Его называют также плоскостным или делювиальным смывом. Обычно он способен смывать только тонкий алевритовый и глинистый материал, оставляя песок и щебень. Вода, движущаяся в виде склонового стока, может скапливаться в пониженных местах склона и образовывать ручейки. Таким образом, склоновый сток переходит в линейный русловой. Среди русловых потоков различают временные и постоянные водотоки. Деятельность временных водотоков формирует особый тип отложений – делювий, возникающий в результате накопления смытых со склонов дождевыми и талыми водами продуктов выветривания. Он залегает в виде шлейфов: вверху перемытый песчано-дресвяно-щебнистый материал; внизу – алеврито-глинистый. Сели (грязевые потоки) являются примером воздействия временных водотоков. В горах, где имеются крутые склоны и большое количество обломочного материала, в результате сильных ливней или быстрого таяния снега возникают быстро движущиеся грязевые потоки. Эти потоки – сели, движутся обычно по руслам временных или постоянных водотоков. При движении грязевой поток захватывает все больше и больше обломочного материала, увеличивая нагрузку в своей фронтальной части. В конечном итоге нагрузка становится так велика, что у потока не хватает мощности двигаться дальше, и обломочный материал в виде дамбы перегораживает долину. Периодически жидкая грязь прорывает плотину, пока не разрушит её окончательно. Тогда вся эта масса воды, глинисто-песчаного материала и обломков пород вплоть до гигантских глыб устремляется вниз с ужасающей скоростью. Сели производят разрушения зданий, губят земли, пригодные для земледелия, уносят жизни людей. Селеопасным местом считается город Алма-Ата, для защиты которого была выстроена специальная дамба. Проводятся постоянные наблюдения за сходом лавин и накоплением обломочного материала на склонах. Отложения, стремительно перемещенные со склонов временными водотоками, называются пролювием. Они образуют конусы выноса и характеризуются плохой сортировкой и слабой окатанностью обломков. Основными формами рельефа, возникающими в результате деятельности временных водотоков, являются овраги, развитие которых проходит за четыре стадии: 1. Рытвина может возникнуть в течение одного интенсивного дождя. Часто причиной развития рытвин становится человек. Достаточно одной колеи, в которой накопится вода, чтобы начал расти овраг. 2. Стадия активного роста характеризуется врезанием верховьев оврага. Он растет в длину в сторону своей вершины. Такой вид эрозии называется регрессивной или пятящейся. Кроме того, овраг углубляется до 10-25 метров, часто достигая уровня грунтовых вод, которые выходят на поверхность в виде источника. Поперечный профиль оврага становится V–образным. 3. Стадия зрелости или достижения продольного профиля равновесия. В эту стадию сглаживаются все уступы русла оврага и его продольный профиль выполаживается; овраг достигает продольного профиля равновесия. Глубинная эрозия сменяется боковой. Овраг растет не на глубину, а в ширину и крутизна его стенок уменьшается. 4. Стадия затухания (балки).Прекращаетсярост оврага,его склоны зарастают растительностью, а дно становится плоским. Он приобретает корытообразный поперечный профиль. В природе возникновение оврагов вызывают следующие условия: наличие крутого склона, рыхлых отложений и обильных атмосферных осадков. Часто причиной возникновения оврагов становится деятельность человека, когда он нарушает экологическое равновесие неразумной вырубкой лесов и распашкой земель на склонах. Овраги приносят громадный вред природе и в конечном итоге человеку. Они делают местность непригодной к строительству и земледелию, ведут к осушению целых областей, так как поверхность испарения увеличивается, а грунтовые воды истощаются. Беднеет и исчезает растительность, наступает пустынный тип литогенеза. В настоящее время разработан комплекс мер по борьбе с оврагами. Области опасные по оврагообразованию засаживаются густой древесной и кустарниковой растительностью. Чтобы не допустить приток временных водотоков к верховьям оврагов, строятся специальные дамбы и отводные каналы с водосборниками. Все эти меры успешно применяются на территории города Томска в районе горы Каштак. Постоянные водотоки – реки – могут существовать только при условии их постоянного питания. Источниками питания рек в бездождевые периоды служат озерные или подземные воды, а также талые воды ледников. Существование рек зависит также от климата, так как количество выпадающих осадков должно быть больше, чем испарение. Наиболее густая речная сеть в гумидной зоне, значительно реже она в степи и тундре, ещё реже в полупустыне, а в пустынях реки не образуются. Они могут протекать через пустыню, имея область питания за ее пределами. Каждая река характеризуется своим собственным режимом, который определяется следующими факторами: 1) количеством воды, 2) уровнем воды, 3) скоростью течения. Эти показатели постоянно изменяются по временам года, а также в связи с изменениями климата и рельефа. В последнее время изменения режима рек часто связаны с деятельностью человека. Это можно проследить на примере реки Томи. Речные долины создаются эрозионной деятельностью рек. Различают эрозию донную, направленную на врезание потока в глубину, и боковую, ведущую к подмыву берегов и к расширению долины. Русским академиком К.М. Бэром была установлена закономерность возникновения ассиметричных долин при неравномерной деятельности боковой эрозии. Она гласит: крупные реки, текущие в меридиональном направлении в Северном полушарии, подмывают правый берег, а в Южном полушарии – левый. Эта закономерность связана с вращением Земли, при котором возникает поворотное или кориолисово ускорение. Его горизонтальная составляющая направлена в Северном полушарии вправо по отношению к направлению движения, а в Южном – влево. У малых рек эта закономерность может быть не выражена. У реки Томи она проявляется ярко и отчетливо, в чем студенты томских вузов смогут убедиться во время летней учебной практики. На всем своем протяжении речные долины имеют уклон в сторону устья, что обеспечивает течение реки. Существуют главные долины и боковые, по которым текут притоки главных рек. Боковые долины имеют свои ответвления (долины третьего порядка) и так далее. Все вместе они образуют речные системы. Территория, с которой речная система получает питание поверхностными и подземными водами, называется речной водосборный бассейн. Граница смежных водосборных бассейнов называется водоразделом. Речные долины состоят из нескольких элементов. 1. Исток – место, где река берет свое начало. 2. Русло – наиболее низкая часть дна долины, по которой течет вода. По направлению от истоков до устья уклон русла уменьшается, а ширина и глубина возрастает. Реки с быстрым течением размывают свои берега и откладывают большое количество материала в русле. Таким образом, возникает широкое, плоское русло, в котором накапливающиеся песчаные отмели то и дело изменяют направление потока и образуют множество проток. 3. Протока (рукав) – ответвление русла реки. 4. Пойма – часть дна долины, возвышающаяся над руслом, ежегодно заливаемая водой. 5. Меандры – изгибы реки, возникающие из-за того, что водный поток на поворотах бьёт и размывает вогнутый берег, а на выпуклый выносит и откладывает обломочный материал. Так создаются отмели и косы. 6. Старицы – изолированные от реки озера, бывшие меандры. 7. Террасы – ступенчатые площадки, образованные рекой в бортах долины. Наличие террас говорит о нестабильном тектоническом режиме района развития долины. Пока тектонические движения отсутствуют, увеличивается горизонтальная площадка террасы. Вертикальный уступ террасы образуется, когда начинают подниматься или опускаться блоки земной коры. На схеме показана зависимость роста террас от поднятий или опусканий блоков. Схема комплексов речных террас. I-V – террасы: I – эрозионные, II – цокольные, III – аккумулятивные (вложенные), IV – погребенные (наложенные), V – различных типов. Н, Н1, Н2, Н3 – амплитуды поднятий; А1 A2 A3 – амплитуды опусканий По способу образования различают следующие виды террас: I. Эрозионные возникают вследствие поднятия территории и врезания русла. II. Цокольные (смешанные) образуются при чередовании опусканий и поднятий. III. Аккумулятивные (вложенные) образованы за счет отложения осадков реки при опускании. IV. Погребённые (наложенные) возникают при перекрытии террас речными наносами. V. Разных типов. 8. Дельта – конус выноса реки – называется так потому, что напоминает по форме греческую букву. Дельта образуется перед местом впадения реки в озеро или море и далеко не всегда имеет треугольную форму. Дельта формируется, если речные отложения осаждаются сразу же при впадении реки в озеро или море и их так много, что они не успевают уноситься волнами. 9. Устье – место впадения реки в море или озеро. Различают три стадии развития речных долин: юную, зрелую и древнюю. На юной стадии развития долины преобладает донная эрозия, когда водный поток, врезаясь в горную породу, стремится выработать свой более или менее правильный продольный профиль. Продольные профили рек вырабатываются применительно к уровню водоема, в который они впадают. Уровень приемного бассейна реки определяет глубину донной эрозии и называется базисом эрозии. Это самый низкий уровень, до которого река может размывать свое ложе. Однако донная эрозия прекращается еще до достижения базиса эрозии, как только река выработает профиль равновесия – продольный профиль, при котором уклон русла приближается к 0, а течение замедляется. Поперечный профиль ее в это время V–образной формы, борта крутые, русло порожистое, а при встрече с крепкими породами в русле возникают водопады. Такие долины называются каньоны. Примером каньона может служить долина р. Колорадо (США, штат Аризона). Каньон Колорадо (Большой Каньон) находится на высокогорном плато, сложенном горизонтально залегающими породами. За несколько миллионов лет р. Колорадо с притоками прорезала в этих породах причудливые извилистые ущелья с отвесными бортами. Длина Большого Каньона – примерно 450 км, глубина – 1,6 км, а ширина в верхней части колеблется от 8 до 25 км, а внизу – 120 м. Зрелая стадия реки наступает, когда сглаживаются пороги и водопады и вырабатывается продольный профиль равновесия, после чего донная эрозия прекращается и происходит лишь боковая. Поперечный профиль зрелой долины – U-образный. Развиваются меандры, возникают старицы. Идет образование террас. Древняя стадия характеризуется ландшафтом низких возвышенностей с пологими склонами. Поперечный профиль долины корытообразный (с широким, плоским дном). Река сохраняет уклон русла, минимально необходимый для ее течения. На этой стадии много меандр. Русло блуждает, срезая меандры и оставляя срезанные рукава и старицы. В результате тектонических движений базис эрозии может понизиться. В этом случае возобновится глубинная эрозия, произойдет омоложение долины, а в верховьях реки образуются террасы. При прогибании территории в верховьях реки долина быстро стареет, и в устье формируется морской залив (лиман). Вынос рекой продуктов выветривания осуществляется четырьмя способами: волочением, скачкообразно, во взвешенном состоянии, в растворенном виде. При этом происходит измельчение и окатывание обломков, а также сортировка их по весу и размерам. Обломочный материал, принесенный рекой, называется аллювий. Он отличается от коллювия и делювия окатанностью и сортировкой. Аллювий различают по размерности: валуны, галечник, гравий, песок, суглинок. В аллювии рек встречаются россыпные месторождения полезных ископаемых или россыпи. Это наиболее устойчивые к физическому или химическому выветриванию минералы (алмазы, золото, касситерит, платина, шеелит, кварц и т.д.) Они вымываются из вмещающих пород и отлагаются в русле или террасах. Изучая речной аллювий, можно найти не только россыпи, но и коренное месторождение полезных ископаемых. Геологическая деятельность озер и болот. Озером называют не сообщающийся с океаном водный бассейн, независимо от его параметров и площади. Соленые озера, занимающие большую площадь (тысячи квадратных километров), называются морями (Каспийское, Аральское). По происхождению озера разделяются на морские, отчленившиеся от моря (Каспийское), и материковые, возникшие на суше (Байкал). Озерные котловины по происхождению бывают тектонические, вулканические, аккумулятивные, плотинные, эрозионные, карстовые, реликтовые, искусственные. Тектонические озера возникают в результате воздействия различных тектонических движений (Байкал, Телецкое, Танганьика и т.д.). Вулканические озера располагаются в кратерах бывших вулканов, кальдер. В нашей стране они известны на Камчатке и Курильских островах. Аккумулятивные озера образуются при меандрировании рек (старицы), а также за счет оползней и селей, ледников и т.д. В окрестностях города Томска можно наблюдать множество старичных озер. У плотинных озер одна из стенок котловины представляет собой плотину различного происхождения (оползни, обвалы, лавины, ледники). Такие озера встречаются преимущественно в горах. Кроме того, к плотинным относят озера, отшнурованные от моря косами (барами), песчаными дюнами и коралловыми барьерными рифами. Эти озера распространены на побережьях Тихого океана. Эрозионные озера возникают в результате речной или ледниковой эрозии или в результате эоловой деятельности – корразии и дефляции. В Хакасии большинство озер представлено котловинами выдувания (дефляции). В окрестностях города Томска озеро Песчаное имеет такое же происхождение. Карстовые (провальные) озера появляются после обрушения кровли пещер в карстовых областях. Это полья, воронки или бессточные впадины, заполненные водой. Их можно наблюдать на юге Красноярского края, где распространены карстовые процессы. Реликтовые озера (морского происхождения) образуются при поднятии и осушении участка морского дна. Тогда углубления бывшего дна превращаются в озерные котловины, заполненные морской водой. С течением времени в зависимости от климата соленость воды увеличивается или уменьшается, а органический мир, населявший этот участок моря, приспосабливается к новым условиям или вымирает. Примерами таких озер могут служить Каспийское и Аральское моря. К искусственным озерам относят пруды, водохранилища, затопленные карьеры и шахты, то есть все водоемы, созданные деятельностью человека. Примерами крупных водохранилищ являются Обское море, Красноярское водохранилище и т.д. По характеру стока выделяют бессточные, проточные и переменные озера. Первые не имеют постоянного поверхностного стока. Проточные озера, как правило, имеют притоки и постоянный поверхностный сток. Переменные озера характерны для аридных областей и имеют сток периодически, в зависимости от атмосферных осадков. Примером может служить озеро Танганьика. Режим озера в основном зависит от климата, питания и стока водоема. В жарком климате в бессточных замкнутых водоемах часто испарение воды превышает её поступление. В этом случае концентрация солей становится большей, чем в Мировом океане. Постепенно раствор пересыщается солями; они начинают кристаллизоваться и выпадать на дно. На мелководье в хорошо прогреваемой зоне отложение солей идет быстрее, поэтому водоем сокращается от периферии к центру. Если ничего не меняется, такое озеро с течением времени высыхает и превращается в солончак. Во влажном климате водоем, не имеющий постоянного стока, начинает зарастать болотной растительностью и заболачиваться. Этому во многом способствует наличие грунтовых вод, близко подходящих к поверхности. В конечном итоге такой водоем превращается в болото. В осадконакоплении озер большую роль играют терригенные отложения. Они образуются при любом климате и режиме озера за счет разрушения берегов волноприбойной деятельностью и привноса материала притоками. Терригенные осадки представляют собой в основном тонкослоистые песчано-илисто-глинистые отложения. Реже у берегов могут откладываться осадки гравийно-галечниковой размерности. В условиях засушливого климата, как уже отмечалось выше, образуются залежи солей, в составе которых преобладают хлориды натрия, магния, кальция, а также сульфаты натрия и магния. В соленых озерах доминирует галит (NaCl) с примесью сильвина (KCl), гипса (CaSO4∙2H2O) и других солей. В горько-соленых водах преобладают сульфаты натрия (глауберова соль, мирабилит). Реже встречаются содовые озера с осаждением карбонатов и бикарбонатов натрия. Такими осадками характеризуются многие озера Кулундинской и Барабинской степей Западной Сибири. В пустынях и полупустынях в условиях резко аридного климата встречаются озера, содержащие соли борной кислоты. Они известны в Иране, в полупустынных районах США, в Чили (пустыня Атакама). Крупное борное озеро Индер находится на Прикаспийской низменности. В проточных несоленых озерах аридных территорий происходит осаждение карбоната кальция – кальцита (CaCO3), служащего цементом для терригенных частиц или образующего крупные конкреции. Реже карбонат кальция образуется в соленых озерах. Во влажном климате среди озерных отложений важную роль играют биогенные осадки, а также хемогенные образования, возникающие в результате химических и физико-химических процессов. Биогенные осадки образуются вследствие осаждения на дно остатков организмов или продуктов их жизнедеятельности. Значительное место среди озерных отложений занимают кремнистые илы, накапливающиеся в результате жизнедеятельности диатомовых водорослей, которые широко распространены во всех климатических зонах и образуют толщи пород диатомитов. Карбонатные отложения представлены скоплениями раковин моллюсков, из которых с течением времени образуется ракушечниковый известняк. Сапропели – илы растительного и животного происхождения – образуются на дне без доступа кислорода. Разложение органических остатков в анаэробных условиях нередко сопровождается отложением сульфидов железа в виде черных аморфных конкреций. Хемогенные отложения в значительной степени представлены гидроокислами железа и марганца. В тропических областях присутствуют также гидроокислы алюминия. В озерах могут накапливаться отложения смешанного терригенно-хемогенного состава – мергели, опоки и т.д. Болото – избыточно увлажненный участок земной поверхности, зарастающий влаголюбивой растительностью, которая после отмирания превращается в торф. Существует два основных способа образования болот – зарастание озер и заболачивание суши. То и другое возможно только во влажном климате. Зарастанию (от периферии к центру водоема) подвержены в основном непроточные или малопроточные неглубокие озера. В окрестностях города Томска можно наблюдать множество зарастающих старичных озер. Растительность такого озера представлена осокой, камышом, тростником, кувшинками, водяными лилиями, ряской и т.д. Отмирающие растения падают на дно и подвергаются распаду, чему способствуют бактерии. В анаэробных условиях, то есть при дефиците кислорода, происходят сложные преобразования органического вещества. Оно обогащается углеродом и превращается в торф. Такая схема развития характерна для низинных болот. Как следует из их названия, низинные болота обычно приурочены к понижениям в рельефе. Основное питание их осуществляется за счет грунтовых вод, близко подходящих к поверхности, и временных водотоков, возникающих во время паводков и ливневых дождей. Содержащиеся в этих водах минеральные вещества обогащают торф низинных болот и делают его ценным удобрением, широко используемым в сельском хозяйстве. Однако при его сжигании образуется большое количество золы, поэтому в качестве топлива такой торф не используется. Верховые болота обычно образуются на плоских водораздельных участках с затрудненным поверхностным стоком. Питание их осуществляется за счет атмосферных осадков, а в высокогорных областях за счет талых ледниковых вод. Количество минеральных веществ как при первом, так и при втором способе питания, минимально. Растительность верховых болот представлена преимущественно мхами, так как они могут довольствоваться таким ничтожным количеством минеральных веществ. Торф верховых болот низкозолен и используется как энергетическое сырьё. В некоторых случаях низинные болота могут переходить в верховые. При накоплении торфа мощность его в какой-то момент времени становится настолько значительной, что водные растения своими корнями уже не достигают уровня грунтовых вод и погибают. Если климат достаточно влажный, то на накопившейся торфяной «подушке» начинают развиваться мхи, довольствующиеся атмосферным питанием. Мхи обладают способностью при отмирании своей нижней части, нарастать в верхней. Таким образом, моховой покров приподнимается и нарастает в виде бугра. Низинное болото переходит в верховое. Моховые болота растут не только вверх, но и вширь, распространяясь далеко за свои первоначальные пределы. Когда такое растущее болото внедряется в пределы леса, влагоемкий, как губка, мох затягивает корни деревьев, они начинают гнить и отмирать. Постепенно лес погибает и его место занимает болото. Происходит заболачивание суши. Моховые болота можно наблюдать к северу от города Томска в районе Асино и Белого Яра. Низинные и верховые болота распространены в умеренном климате. В тропических областях Флориды, островов Карибского моря, Юго-Восточной Азии существуют приморские лесные болота – мангры. Они располагаются в зоне приливов и отливов, вследствие чего у деревьев образовались над водой специфические воздушные корни для газообмена. Среди растительности мангровых зарослей типичны болотный лавр, болотный кипарис и другие влаголюбивые деревья и кустарники. Стволы и корни этих растений медленно гниют в болотной воде и превращаются в древесный торф. Основными осадками болот, как уже было сказано выше, являются различные по составу и происхождению торфа. В процессе диагенеза они приобретают темный цвет, землистое строение и постепенно переходят в бурый уголь – лигнит. В процессе регионального метаморфизма, под действием высоких давлений и температур, когда отложения торфа перекроются достаточно мощной толщей осадков, растительное вещество лигнита постепенно теряет кислород и частично водород, обогащаясь углеродом. В результате образуется каменный уголь, который в дальнейшем может перейти в антрацит, а на еще больших глубинах при максимальном воздействии регионального метаморфизма возникает графит. Метаморфизму углей способствуют складкообразовательные движения или внедрения магматического расплава. Бурые и каменные угли озерно-болотного происхождения умеренных зон называют лимническими, а угли приморских мангровых болот параллическими. В болотах, также как и в озерах, может откладываться сапропель, который с течением времени превращается в сапропелевый уголь. На дне торфяников низинных болот откладываются соединения железа и марганца, так называемые «болотные» руды. Часто они представляют собой конкреции различной формы. Примером месторождений «бобовых» железных руд в Томской области являются Бакчарское и Колпашевское. Несмотря на то, что по запасам они огромны, в данный момент эти руды не разрабатываются, так как труднодоступны и потому не рентабельны. Геологическая деятельность подземных вод. Эти воды находятся ниже поверхности Земли, и их изучает наука гидрогеология. Горные породы, в которых текут эти воды, называются водоносным горизонтом. Поверхностные воды через пористые проницаемые породы (такие как песок) просачиваются под землю до водоупорного горизонта (обычно это глины или скальные породы), а затем начинают течь параллельно слоям породы. Подземные воды в горных породах могут содержаться в пленочной, капиллярной или гравитационной форме. Пленочной называется вода, которая образует вокруг частиц (например, песка) пленку. Толщина такого слоя очень мала (несколько микрон). Капиллярная вода находится в капиллярных каналах горной породы. Она поднимается по капиллярам снизу вверх, против сил гравитации: чем тоньше капилляры, тем выше поднимается вода. Гравитационная вода – это вода, которая движется в горных породах под влиянием силы тяжести, то есть сверху вниз. Различают зону аэрации (через которую просачиваются поверхностные воды) и зону насыщения, в которой накапливаются грунтовые воды. В зоне аэрации содержатся и вода, и воздух. В верхней её части вода находится в подвешенном состоянии; в основном это пленочная и гравитационная формы подземных вод. В нижней части зоны аэрации существует слой капиллярных вод, ниже которого располагается зона насыщения. В этой зоне накапливаются воды, называемые грунтовыми, которые движутся в горизонтальном направлении параллельно слоистости, тогда как в зоне аэрации воды не накапливаются, а испаряются. Верхняя граница грунтовых вод называется зеркалом грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод может находиться на разных глубинах. Глубина его залегания зависит от рельефа и климата. В областях с аридным климатом, где велико испарение, зеркало грунтовых вод находится обычно на больших глубинах. Вблизи рек и озер оно приближается к поверхности. Массы грунтовых вод могут находиться в подвешенном состоянии в виде линз и никуда не течь. Такие линзы называются верховодка. В пустынях они являются важным источником воды. Обычно они находятся над неправильными телами водонепроницаемых пород или в линзах песка и гравия, которые улавливают и удерживают просачивающуюся воду. Воды, зажатые между двумя водоупорными слоями, называются межпластовыми. Часто они находятся под давлением. При вогнутой форме залегания чередующихся водоупорных и водопроницаемых слоёв вода может поступать в места, лежащие высоко над водопроницаемой кровлей. В результате давления в нижней части такого подземного резервуара, вода по скважине или трещине поднимается наверх и фонтанирует. Такое движение воды возникает вследствие разности гидростатического давления в различных частях замкнутого водоносного горизонта. Эти воды называют артезианскими или напорными. Подземные вместилища такой воды получили название артезианских бассейнов. Они очень важны для городов, где существует дефицит чистой питьевой воды, так как грязь с поверхности не поступает в такой бассейн. Под г. Томском имеется месторождение артезианских вод, из которого берётся вода в Томский водозабор. Крупнейшим в мире артезианским бассейном является Западно-Сибирская низменность. Источниками подземных вод называют их выходы на дневную поверхность. В зависимости от причин образования источники могут быть естественными и искусственными. Естественные источники могут возникать на склонах гор, в долинах рек, иногда ниже уровня воды в реке. Тогда их называют ключами. Водоносные горизонты ненапорных вод образуют нисходящие источники, где вода вытекает свободно. Источники напорных вод восходящие, вода из них вырывается под давлением. Температура воды в источниках может быть различной. Чаще всего она ниже температуры на поверхности Земли, так как солнечные лучи не проникают вглубь горных пород. При изучении магматизма мы познакомились с горячими напорными источниками – гейзерами, которые периодически выбрасывают на поверхность струи воды и пара. Их происхождение связано с вулканизмом. Однако существуют и ненапорные горячие источники, происхождение которых связано с другими причинами. Высокая температура подземных вод может возникать при гниении органического вещества пород, по которым проходит водоносный горизонт. Можно привести пример западного Приуралья, где на горе Янгатау на поверхность выходят горячие воды и пар. Вулканическая деятельность там никогда не наблюдалась, зато имеются горные породы богатые органическим веществом. С глубиной температура возрастает. В нашей зоне она возрастает на 1 ºС через каждые 33 метра. Возле вулканов – через 2–3 метра, а в зонах вечной мерзлоты на глубине 1000 метров она достигает всего 25–35 ºС. Таким образом, воды, быстро поступающие на поверхность Земли с больших глубин, могут иметь температуру, выше чем на поверхности. Причины возникновения горячих подземных источников различны и чаще всего не связаны с магматической деятельностью. К искусственным источникам относят колодцы и скважины, вскрывающие тот или иной водоносный горизонт. Скважины стараются бурить до межпластовых вод, если хотят использовать их для добычи питьевой воды. В районе г. Томска пробурено множество таких скважин. Искусственные источники часто используются при мелиорации заболоченных участков Земли для их осушения или добычи полезных ископаемых. Эти работы называют искусственным дренажем. Разрушительная работа подземных вод осуществляется в ходе следующих процессов: Карст. Вода – хороший растворитель, при длительном воздействии она частично растворяет даже такие устойчивые минералы как кварц и полевой шпат. Нестойкие минералы и горные породы (галоиды, сульфаты, карбонаты) растворяются в воде с образованием пустот и отрицательных форм рельефа. Этот процесс называется карстом. Он начинается с появления на поверхности пологозалегающих пластов легкорастворимых горных пород небольших впадин – карров, которые, сливаясь, образуют карстовую воронку; на дне её часто бывают поноры – отверстия, поглощающие поверхностные воды. Поноры или колодцы под землей превращаются в причудливые гроты, пещеры и, соединяющие их, переходы. Стены их покрыты различными натечными формами; с потолков свисают сосульки – сталактиты, с полу навстречу им растут сталагмиты. Соединяясь, они образуют целые колонны. Изучением карстового процесса занимается наука спелеология. На территории России (Крым, Красноярский край и т.д.) в прошлые геологические эпохи возникло немало пещер. Однако, крупнейшей в мире является Мамонтова пещера в национальном парке штата Кентукки на территории США. Это гигантский подземный лабиринт, общей длиной более 570 км. Пещера образовалась в карбонатных и гипсовых породах возрастом почти 300 млн лет. Рост сталактитов, Добшауэрская пещера сталагмитов и превращение хранит в своих недрах вечные их в колонны льды Суффозия. Это процесс механического вымывания подземными водами пылевидных частиц из рыхлых пород. В результате вышележащие породы проседают, а на поверхности образуются провалы округлых очертаний – суффозионные цирки. Края цирка крутые, по ним сползают целые блоки горных пород – суффозионные останцы. В окрестностях г. Томска суффозия широко развита в лессах по берегам р Томи. Оползание. Этот процесс возникает при наличии крутого склона и пологозалегающего водоносного горизонта и часто сопутствует суффозии. Оползень представляет собой скользящую вниз часть склона без нарушения её внутреннего строения. Грунтовые воды, стекая вниз, представляют собой смазку, по которой скользит оползень. Причинами оползней часто бывает деятельность человека или землетрясение. Оползень на берегу р. Ушайки, г. Томск Отложение осадков происходит при понижении температуры воды, так как уменьшение скорости фильтрации ведёт к выпадению их из раствора. Кроме того, осаждение минерального вещества происходит при изменении показателя РН подземных растворов. Протекая по горным породам с различными свойствами, подземные воды постоянно меняют РН. Кристаллизация минерального вещества может происходить практически у любой литологической границы, которая называется геохимическим барьером, задерживающим определенный комплекс минералов. Крупные геохимические барьеры – это места, где формируются месторождения полезных ископаемых. В учение о геохимических барьерах крупный вклад внес профессор МГУ А.И. Перельман. В рыхлых обломочных породах осаждение минералов приводит к образованию цемента, который, скрепляя обломки, образует сцементированные породы (брекчию, конгломерат и т.д.). В качестве цемента могут присутствовать кварц, кальцит, флюорит, лимонит и другие минералы. Кристаллизуясь в трещинах, они образуют жилы с золотом и сульфидами. При карстовом процессе, как было сказано выше, образуются различные натечные формы, сталактиты, сталагмиты, колонны. Капли воды собираются на стенах и кровле пещеры и начинают испаряться, теряя углекислый газ. Карбонат кальция при этом осаждается в виде колечек вокруг капель. Капля за каплей наращивают кольцо, образуя полую внутри сосульку с концентрическим строением – сталактит. Благодаря стекающей по нему воде, сталактит удлиняется на нижнем конце и утолщается на верхнем. Вода, стекающая с его нижнего конца, содержит ещё какое-то количество карбоната кальция, которое откладывается на дне пещеры. Так возникают сталагмиты. Срастаясь, сталактиты и сталагмиты образуют колонны, иногда просто изумительные по красоте сооружения природы (рис. 23А). Кроме кристаллизации растворенных в воде веществ, карстовые воды могут приносить и откладывать на дне пещер обломочный материал различной величины. В местах выхода на поверхность подземных вод образуются известковые туфы (травертины) – пористые рыхлые карбонатные породы. Если в воде присутствует много кремния, то образуются гейзериты – пористые кремнистые породы, состоящие из опала. Воды подземных источников являются ценным полезным ископаемым. Это и просто пресная питьевая вода, особенно ценная в засушливых районах, и минерализованные воды, используемые в лечебных целях. У нас в Томской области, на Кавказе и в других районах России, а также за рубежом существуют здравницы, где успешно используют воды источников для лечения различных заболеваний. Теплые воды используются в качестве энергоносителя, особенно в холодном и умеренном климате. В Исландии они применяются для отопления домов, в Японии – для орошения рисовых полей, что позволяет снимать 2–3 урожая в год. Для выработки электроэнергии горячие источники стали использоваться впервые в Италии еще в прошлом веке. Сейчас такие электростанции работают во многих странах, в том числе и в России на Камчатке. В экологическом смысле это великолепный вариант – нет выбросов, отходов; нет нарушения экологического и гидрологического равновесия (как при строительстве гидроэлектростанций). Геологическая деятельность морей и океанов. В геологической истории Земли роль морей и океанов чрезвычайно велика. Это понятно, если вспомнить, что площадь акватории современного Мирового океана составляет 2/3 всей поверхности нашей планеты или 361 млн км2, а объем воды  1370 км3. Понятие «Мировой океан», предложенное в конце XVIII века французом Кларэ де Флория, включает в себя всю совокупность морей и океанов, покрывающих поверхность Земли. Все моря подразделяют на окраинные и внутренние. Окраинные моря имеют свободное сообщение с океаном, и геологическая обстановка в них не отличается от океанической. Внутренние моря из-за плохой связи с океаном или полного её отсутствия имеют отклонения от нормальной солёности и газового режима. Примером такого водоема может служить Чёрное море, в котором верхние слои воды опресняются, а в нижних развивается сероводородное заражение. Абразия – процесс разрушение волнами берега. Наиболее активно она протекает в прибрежной зоне. Волны разрушают прибрежные скалы, а затем дробят и перемалывают громадные глыбы, превращая их в гальку и песок. Прибойная волна захватывает воздух и сжимает его. Расширяясь, он способен разорвать, расколоть и сдвинуть очень прочные преграды, стоящие на пути у волн. Вода, проникая в трещины горных пород, непрестанно долбит их гидравлическими клиньями. Кроме того, берега, сложенные легкорастворимыми породами, подвергаются растворению и выщелачиванию. Главным результатом волновой абразии является наступление моря на сушу. Если берег сложен рыхлыми или сильно трещиноватыми породами, скорость его отступления может местами достигать нескольких метров в год. Береговая линия при этом сглаживается. Твердые породы размываются неравномерно. В итоге линия берега приобретает изъеденную, зазубренную в плане форму. Одной из наиболее типичных форм рельефа волновой абразии является клиф – береговой волноприбойный уступ. В основании уступа образуются волноприбойные ниши, арки и гроты. Массивы прочных пород, отчленившиеся от суши превращаются в морские утесы или столбовидные скалы. Они образуются в процессе обрушения арок. Врезание моря по трещинам приводит к образованию расселин, а при их расширении возникают бухты. Абразия, разрушая берег и удаляя продукты разрушения, расширяет береговой откос, по которому катятся волны. В конечном итоге образуется плоская поверхность, называемая волноприбойной террасой. Эта поверхность частично обнажается при отливах. Осадконакопление в береговой полосе происходит одновременно с абразией. Абразионный материал (валуны, галька, песок) истирается, обломки приобретают округлую форму и уменьшаются в размерах. Перекатываясь, они сортируются по размеру и удельному весу. Это морской аллювий. Происходит накопление россыпных месторождений золота, платины, хромитов, вольфрамовых руд, ильменита, циркона, граната и т.д. Морские россыпи, так же как и речные, являются ценным полезным ископаемым. Ископаемые береговые осадки морей обладают высокой пористостью и проницаемостью. Они являются прекрасными коллекторами (ловушками), в которых накапливаются нефть и газ. Морской аллювий откладывается в виде различных форм рельефа (пляжей, кос, баров, волнонамывных террас). 1. Пляжи – это хорошо отсортированные насыпи гальки, гравия и песка, полого спускающиеся в сторону моря. 2. Косы – типичная коса – это продолжение пляжа в сторону моря от какого-то пункта на суше. Частицы осадка намываются на берег диагональным накатом волн, в результате возникает коса. Вначале в виде отмели, затем в виде участка суши. 3. Бары – косы, целиком перегораживающие вход в бухту. Они могут быть любой формы и размеров. Длинные, параллельные берегу бары, отделенные от суши лагунами, называются барьерными. 4. Волнонамывные террасы. Часть осадочного материала, смываемого с пляжей, оседает ниже действия волн. Если дно в этом месте плоское, то осадки образуют ступень – волнонамывную террасу. Благодаря возникновению кос, баров, а также абразионной деятельности волн в прибрежной полосе могут возникать озера, заливы и лагуны. Вода в них, в зависимости от климата и впадающих рек, может опресняться или осолоняться. Залив – затопленная часть суши. Кара-Богаз-Гол в Каспийском море является примером осолоняющегося залива. Лагуна – часть моря, отделенная косой или барьерным рифом. Вода в Мировом океане находится в непрерывном движении. Можно выделить четыре типа движения: волнения; течения; сгонно-нагонные движения; приливно-отливные движения. 1. Волнения – возникают в результате деятельности ветра и реже подводных землетрясений. Высота и длина волны зависят от скорости ветра и от длины разгона волны, то есть от размера бассейна. Волны, возникающие от моретрясений, значительно превышают ветровые по своим размерам, но возникают редко, в зависимости от сейсмической активности данной области. Энергия волн быстро затухает с глубиной, то есть на глубине, равной длине волны, энергия её уменьшается в 535 раз по сравнению с первоначальной. Во время волнения движение частицы воды происходит не поступательно, а по кругу, вокруг точки, где частица находилась в состоянии покоя. В зоне мелководья следами деятельности волн являются «знаки ряби». Это – симметричные гряды и углубления на песке, параллельные береговой линии. Они часто переходят в ископаемое состояние и сохраняются в осадочных горных породах. 2. Течения в морях и океанах возникают под действием ветра, неравномерного разогрева воды, разной плотности океанских вод, колебаний атмосферного давления. Существуют поверхностные и глубинные течения. Поверхностные течения возникают в поясах действия тропических ветров – пассатов. Они дуют в приэкваториальных зонах, и под их воздействием вода сгоняется к экватору с обеих сторон. Здесь она движется к западу в виде экваториальных течений, на пути которых стоят континенты. Эффект Кориолиса, связанный с вращением Земли, влияет на направление течений. Так образуется Гольфстрим (теплое течение в Северной Атлантике). Гольфстрим – это масса воды со своим характерным цветом, температурой и соленостью. Такого же рода течения образуются в Тихом океане и в Южной Атлантике. Глубинные течения возникают благодаря циркуляции, когда холодные воды опускаются на дно. Например, у о. Гренландия (Северная Атлантика) существует медленное глубинное течение до 60º ю.ш. 3. Сгонно-нагонные движения воды, формирующие прибрежные течения, возникают в мелководной области, обычно совпадающей с зоной действия прибоя. Причиной возникновения прибрежных течений являются ветровые волны, которые при выходе на мелководье деформируются и опрокидываются, в результате чего движение частиц воды из кругового становится поступательным. Волновой поток, накатываясь на берег, вызывает подъем уровня и сток воды в обратном направлении. 4. Приливно-отливные движения связаны с колебаниями уровня моря. Причиной их возникновения является притяжение Луны и Солнца. Под их притяжением водная оболочка Земли деформируется, приобретая форму эллипсоида. Максимум значений приливы достигают, когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой. В некоторых районах (Канада) высота приливов достигает 8 метров. Океаническое дно имеет свои специфические формы рельефа. Окраинную часть континента, залитую морем, называют шельфом. Обычно шельф имеет небольшой угол наклона (до 3º); глубина в его пределах не превышает 200 метров. В некоторых случаях шельф охватывает значительную часть континентов, и на нем располагаются шельфовые моря (Балтийское море, Гудзонов залив и т.д.). Установлено, что сравнительно недавно (15000 лет назад) уровень Мирового океана был на 130 м ниже, поскольку значительная часть вод Земного шара находилась на континентах в виде покровных ледников. В это время большая часть шельфа являлась сушей, на которой образовывались наземные формы рельефа. Поднятие уровня океана после таяния ледников происходило быстро, и эрозионные процессы не успели изменить поверхность шельфа. Затопленные морем долины ледников превратились во фьорды. Овраги стали подводными каньонами, начинающимися на шельфе и продолжающимися на континентальном склоне. Возле некоторых каньонов сохранились остатки древних поселений человека. В тропических морях, где температура воды не ниже 18 ºС на шельфе широко распространены органогенные постройки – коралловые рифы. Вблизи дельт больших рек (Амазонка, Миссисипи) наблюдается выположенный рельеф. Шельф заканчивается перегибом, который является переходом к континентальному склону. В среднем перегиб находится на глубине 130–150 метров. Ниже перегиба (глубина 200 метров) находится континентальный (материковый) склон. Угол его наклона его поверхности более крутой, чем на шельфе и перегибе. Внизу склон постепенно выполаживается и переходит в континентальное подножие. Формирование континентального склона – продукт деятельности эндогенных процессов, связанных с переплавлением и ассимиляцией мантией осадков континента. Ложе Мирового океана располагается в интервале глубин 3–6 км. После того как систематически стало применяться эхолотирование, выяснилось, что большие участки океанского дна заняты огромными горными хребтами, которые по масштабам не уступают Альпам, Памиру, Гималаям. Они получили название срединно-океанических хребтов. Кроме этого, на ложе Мирового океана существуют глубоководные впадины – узкие желоба до 11 км глубиной. В Тихом океане на океаническом ложе широко распространены вулканические конусы, нередко увенчанные коралловыми постройками. Геологическая деятельность снега и льда. При переходе водяного пара непосредственно в твердое состояние образуются кристаллы снега. Эти симметричные кристаллы возникают чаще всего, когда нет ветра и воздух очень холодный. Обычно снежные кристаллы слипаются в хлопья, которые падают на землю. У свежевыпавшего снега очень низкая плотность за счет высокой пористости. С течением времени снег уплотняется, насыщается влагой из атмосферы, и хлопья превращаются в плотные округлые зерна. Такой зернистый снег называется фирн. В районах, где среднегодовая температура близка к 0 ºС, снег не стаивает и, накапливаясь, образует массу, так называемых «вечных снегов» – снежников. Нижняя граница, до которой они опускаются, называется снеговой линией. Там, где снега выпадает больше, чем может растаять в теплое время года, формируются снежники, внутри которых снег с глубиной постепенно превращается в лед. По мере того как мощность ледяного слоя увеличивается, снежник становится ледником. У его верхнего конца, где лед отрывается от неподвижного фирнового поля, образуется большая трещина-раскол, которая называется бергшрунд. Ниже бергшрунда ледник становится подвижным и начинает течь. Трещины в леднике возникают в тех местах, где уклон ложа меняется. В наши дни ледники есть в горах всех континентов за исключением Австралии. Кроме горных ледников существуют покровные ледники в Гренландии и Антарктиде. В прошлые ледниковые эпохи льды покрывали Европу до Днепра и Дона и занимали значительную часть Северной Америки. Ледники третьего типа называются промежуточными. Они образуются на горах с плоской столообразной вершиной. Такие ледники развиты в Скандинавии, поэтому их называют ледниками скандинавского типа. Движение ледника происходит под влиянием силы тяжести путем скольжения по поверхности земли. Лед верхней части ледника (до глубины 30–60 м) является хрупким и в результате течения раскалывается, образуя глубокие трещины (расселины), которые открываются и закрываются по мере движения ледника. В глубине ледника, где лед становится пластичным, эти трещины исчезают. Давление здесь велико и течение происходит путем перекристаллизации, срыва и проскальзывания одних частей ледника относительно других. При своем движении ледник разрушает горные породы, выпахивая себе ложе. Этот процесс называется экзарацией, которая усиливается, если под ледником появляется пленка воды. Она образуется, когда под давлением большой толщи льда его нижний слой начинает таять при температуре около 0 ºС. Тепло, которое выделяется при трении ледника о горные породы, накапливается под ледником, поскольку у льда низкая теплопроводность. Подледниковая вода, периодически замерзая, приковывает ледник к горным породам. При его движении выламываются и транспортируются куски вмерзших горных пород. Вмерзшие обломки стачивают ложе ледника, облегчая экзарацию и оставляя на горных породах ледниковую штриховку. Она особенно хорошо видна на гранитах и базальтах; по ней можно определить направление движения ледника. Ледник образуется и начинает свое движение с зоны аккумуляции. Она находится выше снеговой линии. В процессе своего течения ледник спускается ниже снеговой линии и переходит в зону абляции. Абляцией называется уменьшение массы ледника за счет таяния, испарения и механического разрушения (в том числе обламывание айсбергов). В зоне абляции поверхность ледника становится неровной, бугристой, по ней в теплые дни текут массы ручейков, смывая обломочный материал. При движении ледник сглаживает все формы рельефа, встречающиеся на его пути. Скалам, сложенным прочными породами, он придает форму бараньих лбов. Это асимметричные формы рельефа, сглаженные навстречу движению ледника и иссеченные ледниковой штриховкой. При скоплении бараньих лбов образуются курчавые скалы. Они распространены в Карелии и Скандинавии. Долины, выпаханные ледником называются троги. Они имеют корытообразную форму, с плоским дном и отвесными стенками. По берегам Норвегии и Аляски, там, где горы подходят близко к морю, распространены фьорды – затопленные морем троговые долины. Верховья большинства трогов напоминают гигантские (до нескольких километров) полукруглые ниши, окруженные с задней и боковых сторон крутыми стенками. Это ледниковые цирки или кары. Цирки образуются на затененных склонах в процессе деятельности ледника или снежника. После того как ледник растает, дно цирка обычно заполняется озером. Ледниковые отложения подразделяются на гляциальные отлагаемые ледником и флювиогляциальные, принесенные водными потоками. «Флювио» – по-латински «течь». 1) Гляциальные отложения, как правило, неслоистые и несортированные, состоят из обломочного материала широкого гранулометрического спектра: от глыб до глин. Такой материал называется морена. По особенностям расположения морены подразделяются на донную (основную), конечную, боковую и срединную. Донная морена откладывается под наступающим льдом и во время таяния ледника. Конечная морена образуется у нижней границы ледника при его подтаивании. Если ледник долгое время не движется, образуются гряды и валы. Боковая морена образуется по краям долинного ледника и параллельна его границам. Когда лед тает, боковые морены скапливаются в виде валов или террас по краям троговых долин. Срединная морена возникает, когда объединяются две боковые морены сливающихся ледников. Результатом работы ледника являются различные формы постледникового рельефа: холмы, западины, а также болотистые равнины и друмлины. Друмлины – продолговатые овальные холмы высотой 10–25 м, длиной от сотен метров до 1 километра. По форме они напоминают половинку яйца. Основная часть друмлина сложена мореной, но его осевая зона часто состоит из коренных пород. 2) Флювиогляциальные отложения возникают в результате деятельности временных водных потоков, образующихся при таянии ледников. Эти водные потоки, как правило, размывают морену и выносят материал, откладывая сначала грубообломочные отложения, далее мелкие песчаные и затем тонкие, глинистые осадки. Таким образом, флювиогляциальные отложения, в отличие от моренных, характеризуются сортировкой и слоистостью и в этом отношении близки к речным. Однако обломочный материал флювиогляциальных отложений менее окатан по сравнению с аллювием, так как переносится на небольшие расстояния. Флювиогляциальные отложения откладываются в виде полого наклоненного конуса выноса и называются зандровыми равнинами или зандрами. В вершине конуса зандра оседают валуны, затем галька и песок, формирующие основное тело зандра. Отложения зандров хорошо сортированы. В них чередуются слои разного по размерам материала. Это связано с резкими сезонными изменениями темпов таяния ледника и соответственно изменениями мощности потока, выносящего материал. Талые воды могут пробивать внутри ледника туннели и переносить по ним материал. После того как ледник растает, остаются длинные извилистые валы, сложенные отложениями подледниковых вод – озы. С самолета они напоминают реки с притоками, тянущиеся на несколько километров при ширине – 15–20 м. У конца ледника, где откладывается конечная морена, могут образоваться конусообразные холмы с плоскими вершинами – камы. Они образуются из материала, скопившегося во внутриледниковых озерах. После таяния ледника, вода озер стекала, а осадки оставались в виде камов. Особенно крупные камы (до 50 метров в высоту) образовались в России на Валдайской возвышенности в прошлые ледниковые эпохи. При покровном оледенении часто образовывались краевые ледниковые озера. Из-за низкой температуры вода обладала повышенной плотностью, поэтому осаждение тонких глинистых частиц в этих озерах было замедлено, и тонкий материал рассеивался, равномерно откладываясь по всей озерной котловине. Год за годом материал откладывался в виде так называемых ленточных глин. Их тонкие ясные слойки получили название годичных слоев. (Летом накапливается светлый слой, зимой – тёмный и меньшей мощности). Таким образом, можно вычислить количество лет, прошедших после отступления ледника. С ледниками связан процесс гляциоизостазии. Гляцио – по-гречески лед, а изостазия означает равновесие. Было замечено, что гигантская территория, в которую входят Скандинавский полуостров, Кольский полуостров, Финляндия и Карелия медленно поднимаются из окружающих морей. Этот процесс давно уже регистрируют все уровнемерные посты на берегах Балтийского, Северного и Белого морей. Северная Европа всплывает, словно панцирь гигантской черепахи, со скоростью 1 см в год. Согласно теории гляциоизостазии, земная кора прогибается под тяжестью многокилометрового ледового панциря, а при таянии льда начинает выпрямляться. Те участки, где давление было более сильным, вспучиваются быстрее. Максимально земная кора прогибалась в ледниковые эпохи на 700 метров, а время восстановления положения после снятия нагрузки составляет десятки тысяч лет. Остатки последнего ледника над Ботническим заливом растаяли 8 тысяч лет назад, а поднятие будет происходить еще несколько тысячелетий. Зато территории Дании, Нидерландов, Польши и Литвы постепенно опускаются и их прибрежные участки затапливаются морем. Под водой уже находятся некоторые средневековые замки. Считается, что при прогибании земной коры под тяжестью ледника, вязкое вещество мантии выдавилось и образовало вокруг области давления огромный вал вспучивания. Теперь это вещество возвращается обратно, а на месте вала вспучивания происходит прогибание. Покровные оледенения периодически возникали в истории Земли. Чтобы на Земле началось наступление ледников, нужны следующие условия: • высокое положение суши над уровнем моря, • много снега, • среднегодовые температуры должны быть на несколько градусов ниже, чем сейчас. Так как положение материков с последнего ледникового периода не изменилось, ясно, что оледенение зависит от климата. Установлено, что потепление и похолодание климата происходит с периодичностью в 1000 лет. Существует множество гипотез о причинах изменения климата, однако большинство геологов придерживается мнения, что в основе всего лежит изменение: 1) солнечной активности; 2) положения Земли относительно Солнца. От этих двух факторов зависит наступление ледникового периода на Земле. Геологические процессы в криолитозоне. Криолитозоной называется зона вечной мерзлоты, где породы находятся в мерзлом состоянии, то есть при температуре не выше 0 ºС, с наличием льда в их порах и трещинах. Этот лед не тает круглый год, а сами породы могут находиться в мерзлом состоянии многие тысячи лет. В таких породах сохраняются трупы животных, населявших нашу планету в ледниковую эпоху (мамонты, шерстистые носороги, пещерные медведи). Наука, занимающаяся изучением криолитозоны, называется геокриология. Многолетнемерзлые породы встречаются на глубине 600–900 м в Сибири, Якутии, Монголии, на Северном Урале, Аляске, островах Северного Ледовитого океана и в Канаде. Температура грунта здесь опускается до -10 ºС. Влага, содержащаяся в горных породах, при этом превращается в ледяной цемент и связывает минеральные частицы так крепко, что порода по прочности становится подобна бетону. Площадь распространения вечной мерзлоты занимает 56 % территории России, а её южная граница достигает озера Байкал. Среди многолетнемерзлых пород могут существовать талые породы – талики. Они переслаиваются с мерзлыми породами, льдом и незамерзающими подземными водами. Лед в мерзлых породах содержится в самых разнообразных формах: в виде жил, пластов, гнезд и т.д. Жильный лед образует в толщах пород крупные жилы, клинья, столбы толщиной до 10 м и высотой до 50 м. Повторно-жильный лед образуется при многократном заполнении трещин льдом и расклинивании их при этом. При наличии пластичных пород образуются специфической формы жилы. Геологические процессы в зоне вечной мерзлоты связаны с насыщением горных пород подземными водами, которые подразделяются на: надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные. Надмерзлотные воды приурочены к сезонно талым слоям мерзлых горных пород. Глубина их залегания составляет в среднем 0,5–2 м, а питание осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и речных вод. Межмерзлотные воды находятся между мерзлыми слоями и не зависят от водного режима на поверхности. Водоносный участок может иметь форму слоя, жилы, линзы. Подмерзлотные воды располагаются под нижней границей вечной мерзлоты и обычно бывают напорными. Они минерализованы больше, чем другие типы вод, а температура их может опускаться до -1,5… -3 ºС. Эти подмерзлотные природные рассолы называются криопэги. Они способствуют охлаждению горных пород. Благодаря криопэгам вечная мерзлота может возникнуть и сохраняться не только в областях очень низких зимних температур. Наиболее распространенными геологическими процессами в зоне вечной мерзлоты являются термокарст, вспучивание, образование бугров и наледей. Термокарст возникает в результате сезонного неравномерного вытаивания подземного льда. Этот процесс приводит к образованию провалов, воронок, котловин оседания и озер. Вспучивание почв происходит при сезонном промерзании влажных участков. Образуются специфические формы рельефа: бугры вспучивания, наледи, полигональные образования. Бугры вспучивания образуются зимой при замерзании воды и образовании ледяного ядра, над которым вспучивается почва. Наледи формируются при прорывах подмерзлотных вод на поверхность. На поверхности эти воды застывают, и образуется наледь. Полигональные образования связаны с растрескиванием грунта на многоугольники из-за неравномерного промерзания сезонно-талого слоя. Аналогично формируются каменные кольца и многоугольники. Тектонические движения и деформации земной коры. Под тектоническими движениями понимают механические перемещения вещества в земной коре и верхней мантии, связанные с физико-химическими процессами, происходящими на разных уровнях в недрах Земли. Основными источниками энергии являются гравитация, радиоактивный распад и взаимодействие внешнего ядра со смежными оболочками. Тектонические движения сказываются на характере земной поверхности, создавая её рельеф. Таким образом, рельеф, видимый на земной поверхности, – результат тектонических движений. По направленности тектонические движения могут быть трех типов: 1) эпейрогенические или колебательные движения, направленные вертикально (по радиусу Земли), относительно медленные, не создающие складчатых структур; 2) орогенические или складчатые, происходящие по касательной к поверхности Земли, интенсивные и необратимые; 3) разрывные или дизъюнктивные, в которых напряжения возникают как в вертикальном, так и горизонтальном направлениях. В результате действия трех перечисленных выше типов тектонических движений возникают три типа деформаций (нарушений) земной коры. Упругая деформация выражается в образовании пологих прогибов и поднятий земной коры большого радиуса, изменяющих с течением времени свои параметры (масштаб, скорость, амплитуду, знак). После снятия нагрузки тело возвращается в исходную форму. Пластическая деформация возникает, если нагрузка превысит предел упругости тела, тогда после снятия нагрузки первоначальная форма не восстановится. Примером её являются складчатые деформации, проявляющиеся в виде складок в земной коре. Хрупкая деформация возникает при увеличении нагрузки до разрушения тела. Примером хрупкой деформации являются дизъюнктивные нарушения, вызывающие образование разрывов в земной коре (нарушение сплошности) и перемещение разорванных участков вдоль этих разрывов. В зависимости от того, в какое геологическое время происходили колебательные движения, они делятся на движения прошлых геологических эпох, новейшие движения, длившиеся в течение неогена и антропогена (25 млн лет), и современные – проявляющиеся в течение последних 6000 лет. О существовании и амплитуде современных колебательных движений можно судить по историческим и археологическим данным, сравнивая положение какого-либо участка Земли с постоянным уровнем (например, с уровнем океана, хотя уровень океана тоже колеблется из-за изменения общего объема воды). На Земле крупнейшим участком, где происходит в настоящее время поднятие земной коры, является северное побережье Евразии. Так, северное побережье Ботнического залива поднимается со скоростью 1 см/год; к настоящему времени на территории, бывшей когда-то дном Балтийского моря, живет 20 % населения Скандинавского полуострова. Затопленные города в Каспийском и Средиземном морях свидетельствуют об обширных прогибаниях земной коры. Для изучения новейших и современных движений применяют метод повторного нивелирования, геоморфологический и другие. Рассмотрим признаки новейших поднятий и опусканий земной коры. На поднятия указывают: морские террасы, береговые валы и ниши, приподнятые над современным уровнем моря и оказавшиеся далеко от берега (Скандинавия); расширение площади, занятой полуостровами, островами, мелями. Кроме того, это морские осадки вдали от берега (в Андах Ч. Дарвин обнаружил известняки с остатками раковин морских моллюсков), речные террасы и дельты и другие признаки. На опускание указывают: залитые морем речные долины, образование эстуариев, фьордов; погружение на значительную глубину коралловых рифов, образование атоллов. Колебательные движения прошлых геологических эпох можно изучать лишь геологическими методами, чем занимается наука геотектоника. Важнейшим методом изучения колебательных движений служит метод анализа стратиграфической колонки. Этот метод был разработан крупнейшим русским геологом А.П. Карпинским. Стратиграфическая колонка – чертеж, на котором специальными знаками в принятом масштабе изображается последовательность напластований. Например, смена в стратиграфическом разрезе грубообломочных толщ горных пород тонкообломочными, а затем известняками свидетельствует о постепенном увеличении глубины моря и наступлении его на сушу – трансгрессии, которая происходит при прогибании земной коры. Смена морских глубоководных отложений лагунными и затем континентальными (например, углем, солями) говорит о поднятии территории и отступлении моря (регрессии). В некоторых случаях при анализе стратиграфических колонок обнаруживается отсутствие пород какого-либо возраста. Например, если на докембрийских породах лежат мезозойские, а палеозойские отсутствуют, то это говорит о поднятии данной территории и сносе палеозойских отложений. Поскольку отложения не накапливаются, образуется так называемый стратиграфический перерыв. Хотя, вполне возможно, что в течение палеозоя опускание не раз сменяло поднятие, но последнее преобладало, и в итоге все породы, накопившиеся в палеозое, были снесены с этого участка земной поверхности. Таким образом, перерывы в осадконакоплении говорят о колебательных движениях положительного знака (преобладании поднятия над прогибанием). На участках земной поверхности, не испытывающих ни поднятия ни опускания в зависимости от климата, идет образование различных кор выветривания. Поэтому наличие в стратиграфической колонке коры выветривания говорит о стабильности условий осадконакопления. При изучении колебательных движений важнейшее значение имеет метод анализа мощностей осадочных толщ. Мощность осадков приблизительно соответствует глубине погружения участка коры, в пределах которого накопилась данная толща. Если известна мощность осадков, накопившихся за известный промежуток времени, то есть глубина опускания участка, то не трудно рассчитать среднюю скорость погружения в метрах/млн лет. Изучение стратиграфических колонок, анализ мощностей и состава осадочных пород, сопоставление колонок на обширных площадях – таков метод восстановления физико-географической обстановки прошедших периодов – палеогеографический анализ, позволяющий подойти к изучению колебательных движений. Общие сведения о магматическом процессе. Магмр- расплавленная огненно-жидкая масса силикатного состава, образующуюся в литосфере. Литосфера – верхняя твердая оболочка Земли, включающая земную кору и жесткую часть верхней мантии. Известно, что температура литосферы возрастает с глубиной, и можно было бы ожидать, что твердая часть литосферы «плавает» на огненно-жидком расплаве. Однако данные геофизики доказывают отсутствие жидкого слоя, подстилающего литосферу. Так, на глубине 100 км, где температура литосферы достигает 1300–1500 ºС, свободно распространяются не только продольные, но и поперечные волны, прохождение которых в жидких средах невозможно. Отсутствие жидкого состояния вещества объясняется нарастанием с глубиной не только температуры, но и давления. Высокое давление повышает температуру плавления пород на несколько сотен градусов и делает возможным нахождение их в твердом состоянии. Но такое состояние вещества очень неустойчиво – малейшее изменение температуры или давления влечет за собой расплавление вещества литосферы. Например, при тектонических движениях земной коры в результате возникновения глубинных разломов происходит резкое падение давления и нарушение термодинамического равновесия. В результате возникают изолированные очаги магмы. Термодинамическое равновесие может нарушаться и по другим причинам, например, вследствие выделения радиационного тепла (энергии радиоактивного распада). В составе магмы преобладают те же элементы, что и в литосфере, поэтому кислород и кремний занимают там доминирующее место. Они – главные элементы, составляющие минералы группы «силикаты», поэтому магму называют силикатным расплавом. 1–3 % магмы составляют летучие соединения, в основном это – пары воды, а также различные газы (хлористый водород, фтористый водород, углекислый газ, сернистые соединения и т.д.). Эти соединения находятся в растворенном состоянии в магме благодаря огромному давлению. Они уменьшают вязкость и придают значительную подвижность магматическому расплаву, повышают растворимость некоторых соединений и увеличивают тем самым агрессивность магмы по отношению к окружающим породам. Поступая в верхние горизонты литосферы и на поверхность, магма теряет летучие компоненты. Если давление снижается быстро (то есть быстро осуществляется подъем магмы), то летучие вещества бурно выделяются, и происходит вскипание. Оно характерно для магмы насыщенной летучими компонентами. В противном случае вскипания не происходит, магма переполняет кратер и спокойно стекает по склонам вулкана. Излившаяся на поверхность магма, лишенная газов и пара, называется лавой. Характер движения и глубина застывания магмы являются важными показателями магматического процесса. Если основная масса магмы, не достигая поверхности, медленно остывает на большой глубине, то этот процесс называется интрузивным магматизмом. В этом случае образуются разнообразные интрузивные тела (интрузии) – батолиты, штоки, силлы, дайки, некки, лакколиты, лаполиты. Интрузивный магматизм. В результате внедрения магмы образуются различные по форме и размерам интрузивные тела (интрузии) – батолиты, штоки, дайки, факолиты, лакколиты, лаполиты, силлы. Их форма и размеры зависят от количества магмы, внедряющейся в породы и от характера вмещающих пород. Интрузивные тела могут быть согласными и несогласными. Согласные тела не разрывают пласты вмещающих пород, располагаясь по отношению к ним параллельно. Несогласные тела нарушают залегание вмещающих пород. По глубине залегания выделяют абиссальные (глубинные), гипабиссальные (полуглубинные) и поверхностные тела. Батолит – тело неправильной формы, расширяющееся на глубину. Размеры батолитов огромны: по площади они могут достигать более 100 квадратных километров. Это абиссальные интрузии, формирующиеся на больших глубинах. Состав батолитов однороден, они сложены в основном гранитами). Шток – это более мелкое секущее тело, расположенное почти вертикально на границе абиссальной и гипабиссальной зон. Штоки разнообразны по составу, часто приурочены к зонам рассланцевания и разломов. С ними часто связано гидротермальное оруденение Дайка – мелкое секущее, вертикально расположенное гипабиссальное тело, внедряющееся по трещинам в горных породах и имеющее плитообразную форму. Дайки возникают в раздвигах в обстановке растяжения земной коры и могут иметь различный состав. Факолит – малое гипабиссальное тело линзовидной формы основного или ультраосновного состава, располагающееся в сводовой Дайка, приуроченная к трещине плоскости разрыва в толще горных пород части складчатой структуры. Эти интрузии являются следствием складчатости. Малые массы магмы, проникая в земную кору, в подвижных поясах вовлекаются в движения пластичных пород. Факолиты в складчатой толще Лополит – гипабиссальная чашеобразная интрузия, которая внедряется в вогнутую часть складчатой структуры, и имеет преимущественно основной состав. По размерам в диаметре они значительны, например, лополит Бушвельда в Африке достигает 300 км. Лополит Лакколит – межпластовая гипабиссальная интрузия грибо- или караваеобразной формы. Верхняя поверхность лакколита выпуклая, нижняя более или менее плоская, и к ней подходят подводящие каналы. Лакколиты сложены породами основного состава и возникают, когда внедряющаяся магма приподнимает вышележащие породы, заполняя образующееся пространство. Лакколит с подводящим каналом Силл – согласное пластообразное интрузивное тело, залегающее в горизонтальных или слабо дислоцированных вмещающих породах. Эти межпластовые интрузии могут располагаться поодиночке или друг над другом, чередуясь с вмещающими породами и соединяясь вертикальными подводящими каналами. Чаще всего силлы имеют основной состав. Силлы с подводящими каналами Последовательность интрузивного минералообразования. При изучении интрузивных магматических пород было замечено, что одни минералы имеют правильную кристаллографическую огранку, а другие занимают промежутки между ними. Такие взаимоотношения могут возникнуть при неодновременной кристаллизации минералов, когда одни минералы кристаллизуются раньше, имея свободное пространство для роста, другие же образуются позднее, заполняя оставшиеся пустоты. Первым это заметил американский петрограф Боуэн. Он доказал, что кристаллизация минералов из магмы происходит в последовательности двух реакционных рядов, в которых минералы расположены по степени правильности кристаллографической огранки. Чем правильнее кристаллографическая огранка минерала, тем раньше он кристаллизуется в магматическом расплаве. Стадийность процесса кристаллизации. Процесс раскристаллизации магмы в интрузивной камере условно подразделяется на три фазы: 1. Железо-магнезиальная (высокотемпературная). 2. Кремне-алюминиевая (среднетемпературная). 3. Пегматитовая (низкотемпературная). Кристаллизация начинается у охлаждающегося края интрузии, где температура падает быстрее всего. В первую фазу кристаллизуются тяжелые железо-магнезиальные минералы (магнетит, оливин); они медленно опускаются на дно камеры и накапливаются там. Таким образом, в первую фазу магматического процесса из магмы уходит значительное количество железа и магния и, соответственно, повышается концентрация остальных элементов, в первую очередь, кремния и алюминия. При дальнейшем понижении температуры начинают кристаллизоваться соединения кремния и алюминия, имеющие более низкие температуры плавления. Это – главная фаза кристаллизации магмы, важнейшими минералами которой являются полевые шпаты. Минералы этой фазы испытывают дефицит места для образования правильной огранки. В эту фазу из расплава уходит кальций, большая часть кремния и алюминия. Остается сравнительно небольшое количество магматического расплава – так называемый, пегматитовый остаток, обогащенный летучими компонентами, редкими и редкоземельными элементами. Большое содержание летучих компонентов в пегматитовом расплаве способствует распространению его по трещинам и перекристаллизации вмещающих материнских пород. При остывании образуются пегматиты – жильные тела, сложенные крупными кристаллами, которые могут прорастать друг в друга, поскольку идет одновременная их кристаллизация. Характерная черта пегматитов – грубая, часто гигантокристаллическая структура. Например, на Урале была целая каменоломня, расположенная в кристалле амазонита. Пластины слюд в пегматитах достигают иногда величины 5–7 метров. В пегматитах США встречались кристаллы берилла длиной около 6 метров и весом 18 тонн. В целом минеральный состав пегматитов очень разнообразен. По подсчетам академика Ферсмана, в гранитных пегматитах, кроме главных породообразующих минералов – микроклина, плагиоклазов, кварца, мусковита, биотита, ортоклаза, встречается еще 300 минералов. Таким образом, в каждую фазу кристаллизации выпадают определенные минералы: в первую – кристаллизуются оливин, магнетит, сульфиды. Во вторую – минералы рядов Боуэна (полевые шпаты, слюды, кварц, амфиболы, пироксены), являющиеся главными породообразующими минералами. В третью фазу образуются пегматиты, содержащие, кроме породообразующих, редкие акцессорные минералы. Последовательность кристаллизации минералов определяется не только температурой плавления минералов, но и концентрацией в магме химических элементов, входящих в состав минералов. При высокой их концентрации соответствующий минерал кристаллизуется первым. Это продолжается до тех пор, пока концентрация всех элементов в расплаве не уровняется. После этого начинается одновременная кристаллизация нескольких минералов. Эффузивный магматизм (вулканизм). В случае быстрого подъема магмы и излияния её на поверхность в виде лавы, говорят об эффузивном магматизме (вулканизме). Вулка-низм – совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и часто сопровождающих их газообразных продук­тов из глубинных частей земной коры на поверхность. В результате образуются лавовые купола и потоки, а иногда мощные лавовые покровы, занимающие громадные площади. Эффузивные горные породы, в отличие от интрузивных, формируются на поверхности Земли при нормальном атмосферном давлении и низкой температуре. При быстром остывании лавы минералы не успевают образовать кристаллы и застывают в виде масс вулканического стекла. Несмотря на текстурно-структурные различия, интрузивные и эффузивные породы близки по химическому составу. Почти у всех интрузивных пород есть эффузивные аналоги. В настоящее время насчитывается 600 наземных и 10000 подводных вулканов. Вулканические аппараты по особенностям строения делятся на вулканы центрального и трещинного типа. Вулканы центрального типа имеют постоянный выводной канал трубкообразной формы (жерло), из которого происходят извержения. По форме они напоминают конус, который заканчивается на вершине чашеобразной впадиной – кратером. У некоторых вулканов от основного жерла ответвляются побочные выводные отверстия. При вулканической деятельности над ними возникают конусы, так называемые «паразитические» вулканы. Вершины конусов могут проседать от времени или разрушаться при взрыве вулканических газов, тогда на их месте образуются кальдеры, обширные впадины округлых очертаний. Извержения вулканов центрального типа. Процесс извержения лавы таких вулканов может протекать по-разному, в зависимости от её состава. Если лава имеет высокую температуру, основной состав (обогащена железом, кальцием, магнием) и обеднена летучими компонентами, извержение протекает спокойно без взрывов. Такая лава весьма подвижна, она кипит в кратере, периодически переливаясь через его края, и стекает по склону в виде потоков, иногда образуя покровы. Конуса этих вулканов пологие с крутизной склонов 3–6º. Их форма напоминает пологий щит, на вершине которого располагаются широкие кратеры с крутыми стенками. Большая часть таких вулканов находится на Гавайских островах. Лавы кислого и среднего состава характеризуются повышенной вязкостью и насыщенностью летучими компонентами. Такие лавы часто застывают в кратере, образуя своего рода пробку, препятствующую выходу газов. В результате накопления газов происходит взрыв. В процессе извержения лава не вытекает, а выбрасывается в виде сгустков, образующих шлаковые конуса. Среди продуктов вулканизма преобладает пирокластика. Иногда после разрушения кратера остается столб застывшей лавы («игла» Мон-Пеле). Такие вулканы периодически оживают, затихая лишь на время. Примером являются Этна и Везувий; последний и по сей день считается действующим. Извержения вулканов трещинного типа. Вулканы трещинного типа – это вулканы, подводящий канал которых имеет вид трещины. Извержение происходит или вдоль всей трещины, или в отдельных её участках. После излияния трещина закрывается, но часто вблизи неё возникает новая. Обычно при трещинном извержении изливается лава основного состава, очень жидкая и легкоподвижная. Иногда трещинные излияния сопровождаются взрывами. Выходя из трещин, лава растекается, образуя покровы. Особенно обширные по площади лавовые трещинные излияния происходили в геологическом прошлом нашей планеты. Результатом таких событий является лавовое плато Деканского плоскогорья в Индии. В России – это Тунгусская впадина на Сибирской платформе, покрытая сплошным мощным покровом «сибирских траппов» (древних вулканогенных пород). В настоящее время трещинные извержения происходят в Исландии и Новой Зеландии. Вот как описывается извержение, происшедшее на юге Исландии из трещины Лаки в 1783 году. «Лава поступала из трещины длиной 30 километров в течение двух месяцев. Излилось 12 кубических километров базальтовой лавы. Она затопила площадь в 915 квадратных километров низменности. В конце извержения давление газов на глубине поднялось настолько, что насыщенная газами вязкая лава вырвалась из трещины и застыла, образовав 20 конусов. Пепел, объемом 3 кубических километра покрыл пастбища, уничтожил тысячи голов домашнего скота, вызвал голод и смерть более 1000 человек». Постмагматические процессы минералообразования. При остывании магмы, растворенные в ней пары воды и газы, покидают расплав. За счет их взаимодействия со вмещающими породами осуществляются постмагматические процессы: пневматолиз, гидротермальные процессы и метасоматоз. Пневматолиз – образование минералов при участии летучих компонентов (газовой фазы) магмы, воздействующих также на уже образованные минералы в толще земной коры и на её поверхности. По мере кристаллизации минералов из остывающего магматического расплава концентрация газов в оставшейся его части возрастает. В определенный момент их содержание превышает предел растворимости, магма вскипает, и газы выделяются. Так как предел растворимости разных летучих компонентов неодинаков, то выделение газов происходит не одновременно, а порциями. Выделяющиеся газы устремляются по трещинам и порам в области более низкого давления и вступают в химическое взаимодействие со вмещающими породами. Оставшееся в магме количество газов выделяется при её приближении к поверхности Земли еще до того, как магма начинает изливаться. Именно поэтому перед извержением вулкана из его кратера и трещин наблюдается усиленный выход газов и паров воды. Эти дымы, стоящие над вулканом, получили название фумарол. Иногда извержение магмы из фумарольного вулкана так и не происходит, так как кислая вязкая магма, обогащенная летучими компонентами, застывает в жерле на пути к поверхности. В этом случае она может мешать выходу на поверхность газов, которые, скапливаясь и достигая критического давления, вызывают взрыв. Фумаролы с сернистыми газами (обычно это сероводород) получили название сольфатар. В процессе подъёма газов в кратере и по трещинам происходит образование минералов. Преимущественно это хлориды и сульфаты; кроме того, на стенках могут осаждаться самородная сера, сульфиды (пирит, сфалерит, халькопирит и др.), оксиды (магнетит, гематит). Обычно все минералы, образующиеся при вулканической деятельности, имеют вид налетов, корочек или землистых агрегатов. По ранее существовавшим представлениям большая часть гидротермальных вод образовалась при конденсации водяных паров, входящих в состав магмы (так называемые ювенильные воды). В настоящее время считают, что гидротермы в основном образуются за счет смешения ювенильных вод с подземными, циркулирующими вблизи магматического очага. На поверхность такие воды поступают по трещинам в виде горячих минерализованных источников, о которых подробнее будет рассказано в разделе «Подземные воды». Непосредственное отношение к постмагматическим процессам имеют гейзеры – горячие источники, из которых вода выбрасывается периодически сильной струей. Их местонахождения приурочены к областям современного вулканизма (Исландия, Йеллоустонский парк США, Долина гейзеров на Камчатке). Большинство гейзеров извергается нерегулярно. Извержение одних длится всего несколько минут, другие фонтанируют в течение часа и более. Высота выброса может достигать 80 метров. Множество теорий, объясняющих механизм работы гейзеров, сходятся в одном: подъем водяного столба осуществляется за счет вулканического тепла и газов. Гидротермы, текущие по трещинам, поглощают летучие компоненты, выделяемые магмой, благодаря чему, в конце концов, закипают, несмотря на большое давление. Образующийся пар расширяется и поднимает столб воды. Как только некоторое её количество выплеснется на поверхность, гидростатическое давление столба жидкости уменьшится, и вода превратится в пар. Таким образом, вода будет вырываться из жерла как в жидком состоянии, так и в виде пара. Благодаря растворенному в гидротермах минеральному веществу, вокруг гейзеров возникают причудливые наросты карбонатов – травертины или кремнезёма – гейзериты. Вода гидротермальных растворов своими свойствами резко отличается от воды, находящейся на поверхности Земли. Она представляет собой сгущенный пар, который при температуре ниже 400–374 ºС под давлением переходит в жидкую фазу. Вода в этих условиях способна растворять минералы и переносить большое количество соединений в виде растворов. Двигаясь по трещинам в сторону более низких давлений и температур, эти растворы постепенно остывают, в результате чего их растворяющая способность понижается. Кроме того, растворяющая способность гидротерм зависит от степени их щелочности или кислотности. При понижении растворяющей способности гидротерм происходит кристаллизация минералов. Трещина, заполненная гидротермальными минералами, называется жилой. Основными жильными минералами являются кварц и кальцит. В значительном количестве встречаются турмалин, мусковит, флюорит, топаз, берилл. Из рудных минералов типичны золото, молибденит, пирит, халькопирит, гематит, магнетит и другие. Характерным постмагматическим процессом является метасоматоз. В его изучение большой вклад внес Д.С. Коржинский. Сущность процесса заключается в замещении ранее существовавших минералов новыми за счет химических элементов, приносимых газоводными высокотемпературными растворами. При этом растворение первичного минерала и отложение нового совершается практически одновременно, так что порода все время находится в твердом состоянии. Метасоматическое замещение происходит без изменения объема и часто с сохранением следов строения первичных минералов. Этот процесс может происходить при любой температуре, но наиболее активно протекает при высокой температуре, так как это ускоряет химические реакции. Наиболее типичным примером метасоматического замещения являются скарны, состав которых подробно мы рассмотрим позднее. Метаморфизм и метаморфические горные породы. Под метаморфизмом понимается физическое и химическое преобразование пород под воздействием высоких температур и давлений, горячих растворов и газов в ответ на изменение условий образования данных пород. Важно, что метаморфизм горных пород происходит в твердом состоянии пород, без расплавления. Классификация метаморфических пород и метаморфических процессов. Метаморфические породы классифицируют по следующим признакам: по преобладающей роли какого-либо фактора метаморфизма, по степени метаморфизма, по принадлежности к метаморфическим фациям. 1. Главными факторами метаморфизма являются температура (тепло), давление и флюиды. Тепло может быть общим теплом Земли, локальным, вызванным трением (например, вдоль поверхности тектонического разлома), теплом магматических интрузий. Повышение температуры ослабляет связь между атомами в минералах, повышает химическую активность воды и других соединений. Давление может быть либо гидростатическим, либо односторонним (стресс). Увеличение давления повышает растворимость веществ и способствует перегруппировке атомов в кристаллах. Под действием высоких температуры и давления метаморфизм горных пород происходит без изменения химического состава. Метаморфизм с привносом веществ осуществляется с помощью флюидов – высокотемпературных, насыщенных газами растворов, образовавшихся за счет летучих компонентов магмы. Главными типами метаморфизма являются контактовый, региональный и динамометаморфизм. Контактовый (термальный) метаморфизм характеризуется различными изменениями вмещающих пород, вследствие теплового и химического воздействия на них интрузивных магматических масс. Изменения происходят в сравнительно узкой зоне соприкосновения интрузивных тел с вмещающими породами, в так называемых контактовых ареалах. Интенсивность метаморфизма, характер вызванного им минералообразования зависят от первоначального состава пород, удаленности от контакта, размеров контактов интрузивного тела, состава пород магмы, участия летучих растворов. Степень преобразования пород убывает в направлении удаления от контакта с интрузией. При термальном метаморфизме песчано-глинистые породы переходят в роговики, известняки в мраморы, а кварцевые песчаники в кварциты. Под влиянием гидротермальных растворов и газовых компонентов идет процесс метасоматоза – обмен компонентами между интрузией и вмещающими породами. Главные продукты метасоматоза – скарны, развиты на контактах карбонатных пород и кислых интрузий. Вопрос о соотношении метасоматоза и метаморфизма не решен. Как геологический процесс метасоматоз по его роли в формировании земной коры стоит в одном ряду с гипергенезом, седиментогенезом, магматизмом и метаморфизмом. Динамометаморфизм – структурное и, в меньшей степени, минеральное преобразование горных пород под воздействием тектонических сил при складкообразовательных процессах без участия магмы. Основными факторами динамометаморфизма являются гидростатическое давление и одностороннее давление (стресс). Внешним выражением воздействия динамометаморфизма на породу служит, в частности, сланцеватость – порода приобретает способность раскалываться на тонкие плитки. Это может быть вызвано появлением в породе очень мелких, но однообразно ориентированных трещин или возникновением одинаково ориентированных минералов, слагающих породу. Продуктами динамометаморфизма являются различные сланцы. Рассмотренные выше типы метаморфизма носят местный характер. В отличие от них региональный метаморфизм проявляется на больших пространствах в связи с формированием геосинклинальных (подвижных) поясов земной коры и мало зависит от воздействия магматического очага. Региональный метаморфизм – совокупность метаморфических изменений горных пород, вызываемых односторонним и гидростатическим давлением, а также высокой температурой. При региональном метаморфизме образуются метаморфические и кристаллические сланцы и гнейсы. Метаморфические фации – это определенные комплексы пород, образующиеся при соответствующих динамо-термальных условиях вне зависимости от глубины залегания породы. В настоящее время установлено, что существуют минералы, характерные и устойчивые при определенных температурах и давлениях, которые являются эталонами для метаморфических фаций. сопровождается образованием минерала, имеющего меньший молекулярный объем, чем исходные минералы (гранат). За счет привноса веществ гидротермальными растворами может происходить обогащение породы калием, натрием и образование таких минералов как альбит, ортоклаз, микроклин, мусковит. Порода приобретает облик, близкий к граниту. Происходит гранитизация горных пород. Последние десятилетия многие ученые считают, что процессы метаморфизма, протекающие на больших глубинах, и магматизма неразрывно связаны между собой. Происходит так называемый круговорот горных пород в земной коре. Образующиеся на больших глубинах граниты в результате процессов поднятия и денудации вышележащих толщ оказываются на дневной поверхности и становятся исходным материалом для образования осадочных пород. Пласты осадочных пород могут перекрываться более молодыми отложениями и оказываться на глубине, в области высоких температур и давлений, где они подвергаются процессам метаморфизма (гранитизации)и превращаются в гранитоподобные породы. Различают фации голубых и зеленых сланцев, амфиболитовую, гранулитовую и эклогитовую. Процесс перекристаллизации горных пород в твердом состоянии получил название бластез, поэтому структуры метаморфических пород называются бластовыми.  Тема 2.1. История развития, строение и вещественный состав земной коры. Минералы. Историю формирования Земной коры разделяют на несколько крупных этапов. После возникновения Земли как планеты в ее развитии выделяют догеологический и геологический этапы. Догеологический этап охватывает ~ 0.9 млрд. лет, характеризуется широким проявлением вулканизма с выделением газов и паров воды и формированием базальтового слоя земной коры. Атмосфера состояла из водных паров, метана, углекислого газа, водорода, аммиака, сероводорода и др. К концу этого этапа температура опустилась ниже 1000С, что привело к образованию первых водоемов. Таким образом, в догеологический этап развития Земли сформировались базальтовый слой, атмосфера и гидросфера. В геологический этап формируются: гранитный и осадочный слои земной коры, изменился состав атмосферы и гидросферы, появился органический мир. Геологическая история развития Земли подразделяется на несколько этапов, которые охватывают отдельные геохронологические подразделения и характеризуются особенностями в развитии: органического мира, комплексов горных пород, палеогеографии, строения земной коры. Докембрийский этап Охватывает архейский и протерозойский эоны. Начало этапа ~4.5 млрд. лет, верхняя граница- 570 млн. лет. Архей подразделяют на ранний и поздний, а протерозой на: ранне-среднепротерозойскую и позднепротерозойскую эры. Поздний протерозой еще называют рифеем. Предполагают, что в раннем архее в обширных прогибах происходило излияние лав базальтов и образование железокремнистых пород. Это были прообразы геосинклиналей - протогеосинклинали. В результате метаморфизма первичные породы превратились в амфиболиты, гранулиты, гнейсы и др., а затем подверглись гранитизации. В результате этого образовались гранитогнейсовые купола, давшие начало формированию континентальной коры. Породы превратились в зеленокаменные пояса, которые совместно с гранитогнейсовыми куполами стали прообразами древних платформ - протоплатформы. В раннем протерозое формируется 2 типа комплексов пород. 1 тип - сильно метаморфизованные вулканогенные (основного и кислого составов) и осадочные (терригенные) толщи, образующие узкие линейные зоны. Эти зоны подверглись интенсивному смятию и интрузиям магм от основного до кислого состава. Таким образом, сформировался фундамент древних платформ, который некоторые геологи рассматривают как единый суперматерик-Пангея I. 2 тип комплексов пород формировался на обширных впадинах, представлен конгломератами и песчаниками, метаморфизован слабее 1 типа. Все это указывает на формирование платформенного чехла. В верхнем протерозое на фундаменте древних платформ начинает формироваться осадочный чехол. Начинается раскол суперматерикаПангея-I. В северном полушарии образовались платформы - Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, а в южном полушарии находилась одна суперплатформа - Гондвана. Между этими платформами начинают развиваться геосинклинальные пояса - Атлантический, Средиземноморский, Палеоазиатский, Тихоокеанский. На рубеже рифея и венда проявился байкальский этап складчатости. Образование полезных ископаемых связано с грандиозными по масштабам процессами магматизма и метаморфизма. Итоги развития Земной коры в докембрии 1.Сформировался гранитный слой и началось образование осадочного слоя. 2.Образование устойчивых участков- докембрийских платформ и подвижных геосинклинальных поясов. 3.Изменение химического состава гидросферы и атмосферы. 4.Развитие многоклеточной бесскелетной фауны (преобладали кишечнополостные), появляется возможность использовать биостратиграфические методы определения возраста пород. 5.Особенности осадконакопления- образование железистых кварцитов и доломитов. Палеозойский этап Палеозой ~ 340 млн. лет- эра древней жизни. Подразделяется на ранний и поздний, в каждом из которых проходил свой этап складчатости - Каледонский и Герцинский. Каледонский этап складчатости в геосинклинальных поясах проявился не повсеместно. В Атлантическом поясе произошло объединение Северо-Американской и Восточно-Европейской платформ в единый материк- Лаврентий. В Палеоазиатском поясе Каледонский тектонический этап охватывал участки южного обрамления Сибирской платформы (территория Казахстана, Саян, Алтая). Древние платформы в раннем палеозое испытывали колебательные движения и формирование осадочного чехла. При этом: Гондвана испытывала поднятия и представляла собой сушу со смещенным полюсом; Восточно-Европейская платформа в начале этапа испытала максимальную трансгрессию, а к концу его представляла приподнятую сушу; Сибирская платформа опускалась незначительно - здесь преобладало мелководное море, а в силуре произошел подъем платформы. В герцинский этап завершение складчатости и орогенез происходили: в Атлантическом поясе в Аппалачах; в Уральской геосинклинали (в результате чего, объединились Сибирская и восточная окраина Восточно-Европейской платформы, и тем самым произошло объединение северных платформ в одну под названием Лавразия); в Средиземноморском поясе складчатость и горообразование происходили в его западной части. В результате этого южная часть Европейской и северная часть Африканской платформ соединились. Таким образом, северные платформы объединились с Гондваной, и образовался суперконтинент - Пангея-II. Герцинский тектонический этап на платформах проявился в активизации магматической деятельности. Основные особенности геологической истории Земли в Палеозое 1. Развитие земной коры происходило в два этапа - Каледонский и Герцинский. 2. Начало каждого этапа на платформах сопровождается трансгрессией моря, которая сменяется регрессией во время образования горноскладчатых сооружений в конце тектонического этапа. 3. Существовала палеоклиматическая зональность - выделяются области аридного, гумидного климатов и древнего оледенения. 4. Формируются основные группы древнего органического мира, с середины палеозоя жизнь из моря выходит на сушу - возникают огромные массивы растительности, которые дают начало формированию крупных поясов угленакопления. Конец Палеозоя сопровождается резким обновлением органического мира - вымирают древние беспозвоночные животные, а господствующее положение завоевывают зарождающиеся позвоночные. 5. Формирование складчатых областей вызвало образование нового структурного элемента - Передового прогиба - области сочленения платформы и складчатого пояса. В условиях гумидного климата здесь происходило угленакопление, а в зонах аридного климата - образование солей и гипса. Строение земной коры. Земная кора – внешняя твердая оболочка Земли, верхняя часть литосферы. От мантии Земли земная кора отделена поверхностью Мохоровичича. В разных регионах соотношение между различными горными породами в земной коре различно, причем обнаруживается зависимость состава коры от характера рельефа и внутреннего строения территории. Результаты геофизических исследований и глубоко бурения позволили выделить два основных и два переходных типа земной коры. Основные типы маркируют такие глобальные структурные элементы коры как континенты и океаны. Эти структуры прекрасно выражены в рельефе Земли, и им свойственны континентальныйи океанический типы коры . Континентальная кора развита под континентами и, как уже говорилось, имеет разную мощность. В пределах платформенных областей, соответствующих континентальным равнинам, это 35-40 км, в молодых горных сооружениях - 55-70 км. Максимальная мощность земной коры - 70-75 км - установлена под Гималаями и Андами. В континентальной коре выделяются две толщи: верхняя - осадочная и нижняя - консолидированная кора. В консолидированной коре присутствуют два разноскоростных слоя: верхний гранито-метаморфический По устаревшим представлениям, это гранитный слой., сложенный гранитами и гнейсами, и нижний гранулитово-базитовый По устаревшим представлениям, это базальтовый слой., сложенный высокометаморфизированными основными породами типа габбро или ультраосновными магматическими породами. Гранито-метаморфический слой изучен по кернам сверхглубоких скважин; гранулитово-базитовый - по геофизическим данным и результатам драгирования, что все еще делает его существование гипотетическим. Типы земной коры: В нижней части верхнего слоя обнаруживается зона ослабленных пород, по составу и сейсмическим характеристикам мало чем отличающаяся от него. Причина ее возникновения - метаморфизм пород и их разуплотнение за счет потери конституционной воды. Вполне вероятно, что породы гранулитово-базитового слоя - это все те же породы, но еще более высоко метаморфизированные. Океанская кора характерна для Мирового океана. Она отличается от континентальной по мощности и составу. Мощность ее колеблется от 5 до 12 км, составляя в среднем 6-7 км. Сверху вниз в океанской коре выделяются три слоя: верхний слой рыхлых морских осадочных пород до 1 км мощностью; средний, представленный переслаиванием базальтов, карбонатных и кремнистых пород, мощностью 1-3 км; нижний, сложенный основными породами типа габбро, часто измененными метаморфизмом до амфиболитов, и ультраосновными амфиболитами, мощность 3,5-5 км. Первые два слоя пройдены буровыми скважинами, третий охарактеризован материалом драгирования. Субокеанская кора развита под глубоководными котловинами окраинных и внутренних морей (Черное, Средиземное, Охотское и др.), а также обнаружена в некоторых глубоких впадинах на суше (централь-ная часть Прикаспийской впадины). Мощность субокеанской коры 10-25 км, причем увеличена она преимущественно за счет осадочного слоя, залегающего непосредственно на нижнем слое океанской коры. Субконтинентальная кора характерна для островных дуг (Алеут-ской, Курильской, Южно-Антильской и др.) и окраин материков. По строению она близка к континентальной коре, но имеет меньшую мощность - 20-30 км. Особенностью субконтинентальной коры является нечеткая граница между слоями консолидированных пород. Таким образом, различные типы земной коры отчетливо разделяют Землю на океанические и континентальные блоки. Высокое положение континентов объясняется более мощной и менее плотной земной корой, а погруженное положение ложа океанов - корой более тонкой, но более плотной и тяжелой. Область шельфа подстилается континентальной корой и является подводным окончанием материков. Литосферные плиты постоянно изменяются: две плиты могут спаиваться в единую в результате коллизии; в результате рифтинга может произойти раскол плиты на несколько частей. Литосферные плиты могут погружаться в мантию земли, достигая при этом земное ядро. Поэтому разделение земной коры на плиты не однозначно: с накоплением новых знаний некоторые границы плит признаются несуществующими, выделяются новые плиты. В пределах литосферных плит расположены участки с различными типами земной коры. Так, восточная часть Индо-Австралийской (Индийской) плиты – материк, а западная расположена в основании Индийского океана. У Африканской плиты материковая земная кора с трёх сторон окружена океанической. Подвижность литосферной плиты определяется соотношением в её пределах материковой и океанической коры. При столкновении литосферных плит возникает складкообразование слоев горных пород. Складчатые пояса – подвижные, сильно расчленённые участки земной поверхности. В их развитии выделяется два этапа. На начальном этапе земная кора испытывает преимущественно опускания, происходит накопление осадочных горных пород и их метаморфизация. На заключительном этапе опускание сменяется поднятием, горные породы сминаются в складки. В течение последнего миллиарда лет на Земле было несколько эпох интенсивных горообразований: байкальское горообразование, каледонское, герцинское, мезозойское и кайнозойское. В соответствии с этим выделяют различные области складчатости. Впоследствии горные породы, из которых состоит складчатая область, теряют подвижность и начинают разрушаться. На поверхности накапливаются осадочные породы. Образуются устойчивые участки земной коры – платформы. Они обычно состоят из складчатого фундамента (остатки древних гор), перекрытого сверху слоями горизонтально залегающих осадочных пород, образующих чехол. В соответствии с возрастом фундамента выделяют древние и молодые платформы. Участки пород, где фундамент погружён на глубину и перекрыт осадочными породами, называют плитами. Места выхода фундамента на поверхность называют щитами. Они более характерны для древних платформ. В основании всех материков расположены древние платформы, края которых являются складчатыми областями разного возраста. Распространение платформенных и складчатых областей можно увидеть на тектонической географической карте, или на карте строения земной коры. Структурные элементы коры. Помимо деления на такие планетарные структурные элементы как океаны и континенты, земная кора (и литосфера) обнаруживает регионы сейсмичные (тектонически активные) и асейсмичные (спокойные). Спокойными являются внутренние области континентов и ложа океанов - континентальные и океанические платформы. Между платформами располагаются узкие сейсмичные зоны, которые маркируются вулканизмом, землетрясениями, тектоническими подвижками. Эти зоны соответствуют срединно-океаническим хребтам и сочленениям островных дуг или окраинных горных хребтов и глубоководных желобов на периферии океана. В океанах различают следующие структурные элементы: - срединно-океанические хребты - подвижные пояса с осевыми рифтами типа грабенов; - океанические платформы - спокойные области абиссальных котловин с осложняющими их поднятиями. На континентах основными структурными элементами являются: - горные сооружения (орогены От греческого “орос” - гора.), которые, подобно срединно-океаническим хребтам, могут обнаруживать тектоническую активность; - платформы - в основном спокойные в тектоническом отношении обширные территории с мощным чехлом осадочных горных пород (рис. III.3, б). Горные сооружения имеют сложное внутреннее строение и историю геологического развития. Среди них выделяются орогены, сложенные молодыми допалеогеновыми морскими отложениями (Карпа-ты, Кавказ, Памир), и более древние, сформированные из раннемезозойских, палеозойских и докембрийских пород, испытавших складкообразовательные движения. Эти древние хребты были денудированы, нередко до основания, а в новейшее время испытали вторичное поднятие. Это возрожденные горы (Тянь-Шань, Алтай, Саяны, хребты Прибайкалья и Забайкалья). Горные сооружения разделяются и окаймляются пониженными территориями - межгорными прогибами и впадинами, которые заполнены продуктами разрушения хребтов. Например, Большой Кавказ окаймлен Западно-Кубанским, Восточно-Кубанским и Терско-Каспий-ским передовыми прогибами, а от Малого Кавказа отделен Рионской и Куринской межгорными впадинами. Но не все древние горные сооружения были вовлечены в повторное горообразование. Большая их часть после выравнивания медленно опускалась, была залита морем, и на реликты горных массивов наслоилась толща морских осадков. Так сформировались платформы. В геологическом строении платформ всегда присутствуют два структурно-тектонических этажа: нижний, сложенный метаморфизированными остатками былых гор, являющий собой фундамент, и верхний, представленный осадочными горными породами. Платформы с докембрийским фундаментом считаются древними, а с палеозойским и раннемезозойским - молодыми. Молодые платформы располагаются между древними или окаймляют их. Например, между древними Восточно-Европейской и Сибирской находится молодая Западно-Сибирская платформа, а на южной и юго-восточной окраине Восточно-Европейской платформы начинаются молодые Скифская и Туранская платформы. В пределах платформ выделяются крупные структуры антиклинального и синклинального профиля, именуемые антеклизами и синеклизами. Итак, платформы - это древние денудированные орогены, не затронутые более поздними (молодыми) горообразовательными движениями. В противовес спокойным платформенным регионам на Земле имеются тектонически активные геосинклинальные области. Геосинклинальный процесс можно сравнить с работой огромного глубинного котла, где из ультраосновной и основной магмы и материала литосферы “варится” новая легкая континентальная кора, которая, всплывая, наращивает континенты в окраинных (Тихоокеанская) и спаивает их в межконтинентальных (Средиземноморская) геосинклиналях. Этот процесс завершается формированием складчатых горных сооружений, в сводовой части которых еще долгое время могут работать вулканы. Со временем рост гор прекращается, вулканизм затухает, земная кора вступает в новый цикл своего развития: начинается выравнивание горного сооружения. Таким образом, там, где сейчас располагаются горные цепи, раньше были геосинклинали. Крупные структуры антиклинального и синклинального профиля в геосинклинальных регионах называются антиклинориями и синклинориями. Вещественный состав и строение земной коры. Химический и минеральный состав Земли. Анализ химического и минерального состава Земли имеет существенный теоретический и практический интерес: он может приоткрыть многие тайны образования и эволюции нашей планеты и дать ключ к более эффективному поиску минеральных ресурсов. О среднем составе Земли судят по веществу, из которого состоят метеориты, так как считается, что именно из этого материала в свое время произошли планеты Солнечной системы, в том числе Земля [12, 24, 27, 35 и др.]. Выделяют каменные (97,7% всех находок), железокаменные (1,3%) и железные (5,6%) метеориты. Их химический анализ позволяет предположить, что в составе Земли преобладает железо (30-36%), кислород (29-31%), кремний (14-15%) и магний (13-16%). Кроме того, количество серы, никеля, алюминия и кальция измеряется единицами процентов каждый. Все остальные элементы присутствуют в количестве, меньшем 1%. Наиболее достоверные сведения имеются о химическом составе самой верхней части земной коры материков, доступной для непосредственного наблюдения и анализа. Первые данные были опубликованы в 1889 г. американским ученым Ф. Кларком, который получил их как средние арифметические имевшихся в его распоряжении 6000 результатов химического анализа различных горных пород. В дальнейшем эти данные уточнялись. В составе земной коры наиболее распространены следующие восемь химических элементов, составляющих в сумме свыше 98% по весу: кислород (46,5%), кремний (25,7%), железо (6,2%), кальций (5,8%), магний (3,2%), натрий (1,8%), калий (1,3%). Еще пять элементов содержатся в земной коре в количестве десятых долей процента: титан (0,52%), углерод (0,46%), водород (0,16%), марганец (0,12%), сера (0,11%). На все остальные элементы приходится около 0,37%. В 1924 г. норвежский исследователь В.М. Гольдшмит предложил широко используемую и в настоящее время геохимическую классификацию химических элементов, разделив их на четыре группы: ◊ сидерофильная группа химических элементов включает в себя элементы семейства железа, платиновые металлы, а также молибден и рений (всего 11 элементов), по геохимическим особенностям близкие железу; ◊ литофильные элементы составляют группу из 53 элементов, составляющих основную массу минералов земной коры (литосферы): кремний, титан, цирконий, фтор, хлор, алюминий, натрий, калий, магний, кальций и т.д.; ◊ халькофильная группа химических элементов представлена серой, сурьмой, висмутом, мышьяком, селеном, теллуром и рядом тяжелых цветных металлов (медь и др.) - всего 19 элементов, склонных к образованию природных сульфидов, селенидов, теллуридов, сульфосолей и иногда встречающихся в самородном состоянии (золото, серебро, ртуть, висмут, мышьяк и др.); ◊ к атмофильной группе причислены химические элементы (азот, водород, благородные газы), типичные для земной атмосферы, в составе которой они присутствуют в виде свободных атомов или молекул. Земную кору слагают разные группы горных пород, различающихся условиями образования и составом. Горные породы представляют собой минеральные агрегаты, т.е. определенное сочетание минералов. Минералами называют природные химические соединения или самородные химические элементы, которые возникли в результате определенных физико-химических процессов, протекающих в земной коре и на ее поверхности. Большинство минералов представляет собой кристаллические тела, и лишь немногие из них - аморфные. Формы природных кристаллов разнообразны и зависят от закономерного расположения в пространстве микрочастиц — атомов, ионов, молекул, образующих структуру кристаллов, или их кристаллическую (пространственную) решетку. Для формирования этой структуры большое значение имеют физико-химические и термодинамические условия. Так, графит — самый мягкий (твердость 1) минерал - образует таблитчатые кристаллы, а алмаз - самый твердый минерал (твердость 10) - имеет самую совершенную кубическую группу симметрии. Такая разница в свойствах связана с разницей в расположении атомов в кристаллической решетке. В настоящее время известно более 2500 природных минералов, не считая разновидностей, но только немногие (около 50) - породообразующие - участвуют в образовании горных пород, слагающих земную кору. Остальные минералы в горных породах встречаются в виде незначительных примесей и называются акцессорными минералами. Классификация минералов основана на их химическом составе и кристаллической структуре. Главнейшие породообразующие и рудные минералы объединяются в несколько минеральных классов: ◊ самородные элементы: самородное золото, серебро, медь, платина, графит, алмаз, сера; ◊ сульфиды: пирит, халькопирит, галенит, киноварь; ◊ галоидные соединения: галит (поваренная соль), сильвин, карналлит и флюорит; ◊ оксиды и гидрооксиды: кварц, опал, магнетит (магнитный железняк), гематит, корунд, лимонит, гетит; ◊ карбонаты: кальцит (известковый шпат), прозрачная разность которого называется исландским шпатом, доломит; ◊ фосфаты: апатит, фосфорит; ◊ сульфаты: гипс, ангидрит, мирабилит (глауберова соль), барит; О вольфраматы: вольфрамит; ◊ силикаты: кварц, оливин, берилл, пироксены, роговая обманка, слюды, змеевик, тальк, глауконит, полевые шпаты. Особый класс минералов составляют силикаты. В этот класс входят наиболее распространенные в земной коре (более 90% по весу) породообразующие минералы, чрезвычайно сложные по химическому составу и участвующие в строении всех типов горных пород, в первую очередь магматических и метаморфических. Они составляют примерно треть всех известных минералов. Иногда в силикаты включают кварц. Основу кристаллической решетки силикатов составляет ионная четырехвалентная группировка SiO4. Еще древние рудокопы подметили, что в рудных месторождениях отдельные минералы всегда встречаются совместно. Совместное нахождение минералов обозначается термином «парагенезис» или «парагенез» (греч. «пара» - возле, подле). Для каждого процесса минералообразования характерны свои закономерные сочетания минералов. В качестве примеров парагенезиса можно привести кварц и золото, халькопирит и серебряные руды. Знание парагенезиса минералов облегчает задачу поиска полезных ископаемых по их спутникам. Так, спутник алмаза пироп (разновидность граната) помог в свое время открыть коренные месторождения алмазов в Якутии. Определенное сочетание минералов, как указывалось выше, образует горные породы - природные агрегаты минералов более или менее постоянного минералогического и химического состава, образующие самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору. Форма, размеры и взаимное расположение минеральных зерен обусловливают структуру и текстуру горных пород. Слагающие земную кору горные породы в большинстве своем представляют агрегат многих минералов, реже они состоят из зерен одного минерала. Минеральный состав, строение и формы залегания горной породы отражают условия ее образования. По происхождению горные породы разделяют на три группы: магматические горные породы, образующиеся в результате внедрения (интрузивные породы) в земную кору или извержения на поверхность магмы (эффузивные породы). Излившаяся на поверхность магма называется лавой. С магматическими связаны многие месторождения металлических полезных ископаемых, а также апатитов, алмазов и т.д.; осадочные горные породы, образовавшиеся при осаждении разрушенных магматических пород и некоторыми другими путями в океане, морях, озерах и реках. В их составе выделяют обломочные, глинистые, химические и органогенные. Как полезные ископаемые имеют значение следующие осадочные породы: нефть, газ, уголь, торф, бокситы, фосфориты и др.; метаморфические породы, т.е. преобразованные и из магматических, и из осадочных. В метаморфических условиях формируются железные, медные, полиметаллические, урановые и другие руды, а также графит, драгоценные камни, огнеупоры и т.п. Иногда из группы метаморфических выделяют как самостоятельный класс метасоматические горные породы, образовавшиеся в результате метасоматизма - процесса замещения одних минералов другими с существенными изменениями химического состава горной породы, но с сохранением ее объема и твердого состояния при воздействии растворов высокой химической активности. При этом происходит миграция химических элементов. Вещественный состав земной коры . Земная кора сложена минералами и горными породами. Минералы - это достаточно устойчивые химические соединения и самородные элементы, имеющие строго конкретное, только им присущее внутреннее строение. Минералы образуются в результате эндогенных и экзогенных процессов, а также могут выращиваться в лабораториях, на заводах (драгоценные камни) и на морских фермах (жемчуг). Известно более 2500 минералов, а если учесть и их разновидности - около 4000, однако только немногим больше 50 (до1%) из них имеют породообразующее значение. Современная классификация минералов основывается на их составе и строении. Горные породы - минеральные агрегаты с более или менее постоянным минеральным составом. Они могут быть мономинеральными, т.е. состоящими из одного минерала, как, например, каменная соль (из галита), или из нескольких минералов, как, например, гранит (из полевых шпатов, кварца, биотита, амфибола). Многие мономинеральные породы носят такие же названия, как и слагающие их минералы: нефть, вода, слюда, глина, ангидрит, гипс и т.д. Сыпучие, жидкие и пластичные горные породы нередко называют геологическими образованиями. Распространение минеральных ресурсов подчиняется геологическим закономерностям. Полезные ископаемые осадочного происхождения встречаются в пределах осадочного чехла платформ, в предгорных и краевых прогибах. Магматические полезные ископаемые — в складчатых областях, местах выхода на поверхность (или близкого залегания к поверхности) кристаллического фундамента древних платформ. Топливные имеют осадочное происхождение, образуют угольные и нефтегазоносные бассейны (чехол древних платформ, их внутренние и краевые прогибы). Крупнейшие угольные бассейны расположены на территории России, США, ФРГ и других стран. Нефть и газ интенсивно добываются в Персидском заливе, Мексиканском заливе, Западной Сибири. К рудным относятся руды металлов, они приурочены к фундаментам и щитам древних платформ, есть и в складчатых областях. Страны, выделяющиеся по запасам железной руды, — Россия, Бразилия, Канада, США, Австралия и др. Часто наличие рудных полезных ископаемых определяет специализацию районов и стран. Нерудные полезные ископаемые имеют широкое распространение. К ним относятся: апатиты, сера, калийные соли, известняки, доломиты и др. Для хозяйственного освоения наиболее выгодны территориальные сочетания полезных ископаемых, которые облегчают комплексную переработку сырья, формирование крупных территориально-производственных комплексов. Важно рациональное использование ресурсов — извлечение максимально возможного количества ресурсов, более полная переработка, комплексное использование сырья и т. п. Полезные ископаемые формировались в течение всей истории развития земной коры, вследствие эндогенных и экзогенных процессов. Вещества, необходимые для образования Полезные ископаемые, поступают в магматических расплавах, жидких и газообразных растворах из верхней мантии, земной коры и поверхности Земли. Магматогенные (эндогенные) месторождения подразделяются на несколько групп. Так, при внедрении в земную кору и остывании магматических расплавов образуются магматические месторождения. С интрузивами основного состава связаны руды хрома, железа, титана, никеля, меди, кобальта, группы платиновых металлов и др.; к щелочным массивам магматических пород приурочены руды фосфора, тантала, ниобия, циркония и редких земель. С гранитными пегматитами генетически связаны месторождения слюды, полевых шпатов, драгоценных камней, руд берилия, лития, цезия.ниобия, тантала, частью олова, урана и редких земель. Карбонатиты, ассоциированные с ультраосновными — щелочными породами, представляют собой важный тип месторождений, в которых накапливаются руды железа, меди, ниобия, тантала, редких земель, а также апатита и слюд. В контактово-метасоматических месторождениях, особенно в скарнах, находятся руды железа, меди, кобальта, свинца, цинка, вольфрама, молибдена, олова, берилия, урана, золота, скопления горного хрусталя, графита, бора и др. Полезные ископаемые концентрируется в пневматолитовых месторождениях и гидротермальных месторождениях.Среди них главное значение имеют месторождения руд меди, никеля, кобальта, цинка, свинца, висмута, молибдена, вольфрама, олова, лития, берилия, тантала, ниобия, мышьяка, сурьмы, ртути, кадмия, индия, серы, селена, золота, серебра, урана, радия, а также кварца, барита, флюорита, асбеста и др. Седиментогенные месторождения, возникающие при экзогенных процессах, подразделяются на осадочные, россыпные и выветривания. Осадочные месторождения формируются на дне морей, озёр, рек и болот, образуя пластовые залежи во вмещающих их осадочных горных породах. Россыпи, содержащие ценные минералы (золото, платину, алмазы и др.), накапливаются в прибрежных отложениях океанов и морей, а также в речных и озёрных отложениях, на склонах долин. Месторождения выветривания связаны с древней и современной корой выветривания, для которой характерны инфильтрационные месторождения руд урана, меди, самородной серы и остаточные месторождения никеля, железа, марганца, бокситов, магнезита, каолина. Наша страна богата разнообразными полезными ископаемыми. В их размещении по территории прослеживаются определённые закономерности. Руды образовались в основном из магмы и выделяющихся из неё горячих водных растворов. Магма подымалась из недр Земли по разломам и застывала в толще горных пород на различной глубине. Обычно внедрение магмы происходило в периоды активных тектонических движений, поэтому рудные полезные ископаемые связаны со складчатыми областями гор. На платформенных равнинах они приурочены к нижнему ярусу - складчатому фундаменту. Разные металлы имеют различную температуру плавления. Следовательно, от температуры магмы, внедрившейся в пласты горных пород, зависит и состав рудных скоплений. Крупные скопления руд имеют промышленное значение. Их называют месторождениями. Группы близко расположенных месторождений одного и того же полезного ископаемого называют бассейнами полезных ископаемых. Богатство руд, их запасы и глубина залегания в разных месторождениях неодинаковы. В молодых горах многие месторождения находится под толщей смятых в складки осадочных пород и обнаружить их бывает трудно. При разрушении гор скопления рудных полезных ископаемых постепенно обнажаются и оказываются близ поверхности земли. Здесь их добывать легче и дешевле. К древним складчатым областям приурочены месторождения железных руд (Западный Саян ) и полиметаллических руд (Восточное Забайкалье), золота (нагорья Северного Забайкалья), ртути (Алтай) и др. Особенно богат разнообразными рудными ископаемыми, драгоценными и полудрагоценными камнями Урал. Здесь находится месторождение железа и меди, хрома и никеля, платины и золота. В горах северо-восточной Сибири и Дальнего Востока сосредоточены месторождения олова и вольфрама, золота, на Кавказе - полиметаллические руды. Полезные ископаемые платформ. На платформах рудные месторождения приурочены к щитам либо к тем частям плит, где мощность осадочного чехла невелика и фундамент подходит близко к поверхности. Здесь расположены бассейны железных руд: Курская Магнитная Аномалия (КМА), месторождение Южной Якутии (Алданский Щит). На Кольском полуострове находятся месторождения апатитов - важнейшего сырья для производства фосфорных удобрений. Однако для платформ наиболее характерны ископаемые осадочного происхождения сосредоточенные в породах платформенного чехла. Преимущественно это нерудные минеральные ресурсы. Ведущую роль среди них играют горючие ископаемые: газ, уголь, горючие сланцы. Они образовались из остатков растений и животных, накопившихся в прибрежных частях мелководных морей и озёрно-болотных условиях суши. Эти обильные органические остатки могли накопится лишь в достаточно влажных и теплых условиях, благоприятных для повышенного развития растительности. Крупнейшими угольными бассейнами России являются: - Тунгусский, Ленский, Южно Якутский (средняя Сибирь) - Кузнецкий, Канско-Ачинский (в краевых частях гор Южной Сибири) - Печорский, Подмосковный (на Русской равнине) Месторождения нефти и газа сосредоточены в приуральской части Русской равнины. От побережья Баренцева до Каспийского моря, в Предкавказье. Но самые крупные запасы нефти - в недрах центральной части Западной Сибири - Самотлор и др. газа - в северных её районах (Уренгой, Ямбург и др.) В жарких засушливых условиях в мелководных морях и прибрежных лагунах происходило накопление солей. В Предуралье, в Прикаспии и в южной части Западной Сибири имеются их крупные месторождения. Понятие о минералах. Минералогия принадлежит к числу геологических наук, изучающих земную кору. Термин минерал происходит от старинного слова "минера", т. е. рудный штуф, кусок руды. Это указывает, что его появление связано с развитием горного промысла. Под минералами в настоящее время подразумеваются составные части горных пород и руд, отличающиеся друг от друга по химическому составу и физическим свойствам (цвету, блеску, твердости и т. д.). Например, гранит как горная порода состоит из двух главных минералов различного состава: полевого шпата и кварца. Встречаются и мономинеральные (т. е. состоящие из одного минерала) горные породы. К их числу относится мрамор, представленный тонкозернистым агрегатом кальцита (углекислого кальция). Таким образом, минералами называют однородные по составу и строению составные части горных пород и руд, представляющие собой природные химические соединения (или элементы) любого агрегатного состояния (твердого, жидкого, газообразного) и являющиеся естественными продуктами различных геологических процессов, совершающихся в земной коре, включая сюда и продукты жизнедеятельности организмов. В зависимости от происхождения различают минералы первичные и вторичные. К первичным относятся минералы, образовавшиеся впервые в земной коре или на ее поверхности в процессе кристаллизации магмы. К первичным наиболее распространенным минералам относятся кварц, полевой шпат, слюда, из которых состоят гранит или сера в кратерах вулканов. Вторичные минералы образовались при обычных условиях из продуктов разрушения первичных минералов вследствие вывет­ривания, при осаждении и кристаллизации солей из водных растворов или в результате жизнедеятельности живых организмов. Это — кухонная соль, гипс, сильвин, бурый железняк и другие. Размеры кристаллов колеблются от долей миллиметра до нескольких метров. Известен кристалл кварца высотой с двухэтажный дом. Вес кристаллов также меняется и в некоторых случаях достигает 90 т. Наука, изучающая кристаллическое состояние вещества, называется кристаллографией. Агрегатные состояния кристаллов. Минералы твердые и жидкие, газообразные. Минералы представляют собой природные химические соединения, реже самородные элементы. По физическому состоянию различают минералы твердые (кварц, полевой шпат, слюда), жидкие (вода, нефть, ртуть самородная) и газообразные (водород, кислород, углекислый газ, сероводород и др.). Некоторые минералы в зависимости от условий могут быть как в жидком, так и в твердом состоянии (например, вода). Они возникают в результате разнообразных геологических процессов, совершающихся в земной коре. Твердые минералы обладают определенными физическими и химическими свойствами, обусловленными кристаллическим строением и химическим составом слагающего их вещества. В минералах жидких (самородная ртуть) и газообразных (углекислый газ, сероводород и др.) такая зависимость свойств от строения вещества, естественно, отсутствует. Кристаллические и аморфные минералы. Различают кристаллическое и аморфное строение вещества. Большинство встречающихся в природе минералов имеют кристаллическое строение. Кристаллы привлекают внимание человека совершенством форм, удивительно правильной естественной огранкой, красотой и уникальностью свойств. Это объясняется расположением атомов, ионов, молекул в четком порядке, образуя кристаллическую решетку, подчиняясь законам пространственной симметрии. По внутреннему строению минералы делятся на кристаллические (кухонная соль) и аморфные (опал). В минералах с кристаллическим строением элементарные частицы (атомы, молекулы) расположены в определенном направлении и на определенном расстоянии между собой, образуя кристаллическую решетку. В аморфном веществе указанные частицы расположены хаотически. От внутреннего строения минерала (кристаллического или аморфного) зависят его основные физические свойства (твердость, спайность, кристаллографическая внешняя форма и др.). Форма кристаллов. Минералы встречаются в виде хорошо оформленных отдельных крупных и мелких кристаллов, ограниченных закономерно расположенными гранями, образующими кристаллические многогранники (алмаз, кварц, слюда, гипс и др.), зерен неправильной формы, обладающих кристаллическим строением (частицы кристаллического песка), а также аморфных тел, не обладающих кристаллическим строением (например, опал). По внешнему виду кристаллы бывают столбчатые или призматические, пирамидальные и дипирамидальные, равномерно развитые во всех направлениях (изометричные), пластинчатые, листоватые, чешуйчатые, игольчатые, волокнистые, копьевидные. Наряду с отдельными кристаллами встречаются закономерные их сростки – двойники, тройники или незакономерные сростки, состоящие из большого количества сросшихся кристаллов или зерен минералов – агрегаты. В последнем случае при разрезе (разломе) минерала перпендикулярно ориентировке плоскостей срастания бывают видны различающиеся своим блеском чередующиеся полоски. Минералы могут встречаться в случайных срастаниях в виде дендритов, друз, секреций, конкреций, оолитов, бобовин, сферолитов, натечных форм (сталактиты, сталагмиты, сталагнаты, налеты, примазки, выцветы). Дендриты – ветвящиеся древовидные срастания отдельных зерен минерала. Рост кристаллов в дендритах происходит очень быстро при проникновении концентрированных растворов по тонким трещинам породы. Такие формы образуют самородные элементы – золото, медь, окислы марганца. Друзы (щетки) – наросты хорошо сформированных кристаллов, на какой либо поверхности (трещины, пустоты горных пород). Щетки тесно сросшихся и очень мелких кристаллов называются кристаллическими корками. Друзы формируются при циркуляции минеральных растворов в пустотах и трещинах. Встречаются друзы кварца, пирита, топаза, кальцита и других минералов. Секреции образуются при заполнении какой-либо естественной полости от периферии к центру минеральным веществом из водных растворов или путем диффузии вещества, что часто сопровождается образованием концентрических полос заполняющего вещества. Мелкие секреции называются миндалинами, крупные – жеодами. Крупные секреции часто имеют полость, стенки которой покрыты друзами кристаллов или натечными образованиями. При изменении состава раствора образуются слоистые секреции – разновидности аметиста, халцедона, агата и др. Конкреции – шарообразные, сплюснутые или неправильной формы минеральные агрегаты, образующиеся в результате кристаллизации (стяжения) минерального вещества вокруг какого-либо центра (органический остаток, другой минерал). Кристаллы нарастают от центра к периферии. Конкреции очень крепки, и в изломе их иногда наблюдается радиально-лучистое или концентрически-скорлуповатое строение вещества. Поперечные размеры конкреций от 1 см до десятков сантиметров и даже метров. Наиболее характерны железо-марганцевые конкреции на дне Мирового океана, сидеритовые, фосфоритовые, кальцитовые конкреции в толщах осадочных и метаморфических пород. Оолиты – это сферические образования разных размеров (от долей миллиметра до одного сантиметра) концентрически-скорлуповатого строения, в которых минеральное вещество при выпадении из раствора кристаллизуется слоями вокруг какого-либо центра (песчинки, обломка раковины и др.).оолиты сцементированы друг с другом и образуют осадочную горную породу. Оолиты бывают сложены кальцитом, лимонитом, доломитом, пиролюзитом, бокситом морского и озерного происхождения. Натечные формы образуются при выпадении минералов из испаряющихся растворов с какой-либо поверхности, характеризующихся коллоидным состоянием. Коллоиды подразделяются на гели и золи. В золях дисперсная среда сильно преобладает над количеством частиц дисперсной фазы – это, например, известковое молоко. В гелях количественно преобладает дисперсная фаза, частицы которой заполняют почти сплошь объем вещества, а дисперсная среда заполняет лишь промежутки между частицами дисперсной фазы. Гели – студнеобразные, клеевидные, стекловидные массы. Налеты, примазки, выцветы – это тонкие пленки на поверхности минерала, образующиеся из продуктов изменения данного минерала или других минералов, совместно с ним встречающихся. Таковыми бывают дендриты гидроокислов марганца, пленки гидроокислов железа, корочки и пушистые выцветы солей и т.д. Листоватые, чешуйчатые, пластинчатые агрегаты сложены кристаллами соответствующего облика (слюда, хлорит, барит). Скрытокристаллические агрегаты сложены кристаллическим веществом, зерна которого неразличимы даже через лупу (опал, халцедон, лимонит и др.).землистые агрегаты похожи на куски рыхлой почвы, легко распадаются на мелкие комочки, обычно пачкают руки (глины, бокситы, охры). Образование минералов в природе. Генезис (происхождение) минералов тесно связан с историей планеты, т.е. с условиями, господствовавшими на Земле в различные эпохи. Минералы, на долю которых приходится основная часть объема горных пород, называются, породообразующими. В большинстве своем они представлены широко распространенными силикатами и алюмосиликатами, иногда карбонатами, хлоридами, фосфатами, окислами и гидроокислами. Минералы, обычно присутствующие в горных породах в незначительном количестве как примеси, носят название акцессорных. Изучение состава, свойств, условий образования и нахождения минералов в природе — основное содержание минералогии. Наука, изучающая горные породы, называется петрографией (от греч.язтра — скала, камень; урасрсо — пишу: описание камней). Все процессы образования минералов могут быть разбиты на три группы: A. Эндогенные (внутренние), или, как их часто называют, гипогенные (глубинные) процессы, происходящие за счет внутренней тепловой энергии земного шара. Б. Экзогенные (внешние), или гипергенные (поверхностные) процессы, происходящие на поверхности земли главным образом под воздействием солнечной энергии. B. Метаморфические (метаморфогенные) процессы, связанные с перерождением ранее образовавшихся минеральных ассоциаций (как экзогенных, так и эндогенных) в результате изменяющихся физико-химических условий, среди которых главное место занимают изменения давления и температуры. Термин минеральная ассоциация подразумевает лишь закономерное совместное нахождение минералов в природе без учета их генетических взаимоотношений (последовательности образования). Например, на поверхности земли руды верхних зон месторождений подвергаются окислению и выщелачиванию, вследствие чего первичные эндогенные минералы замещаются вторичными минералами гипергенного происхождения. Те и другие в сумме составляют характерную минеральную ассоциацию, но принадлежат к различным парагенезисам. Знание природных минеральных ассоциаций и парагенезисов весьма важно при поисках минеральных месторождений. Так, медные месторождения можно обнаружить по появлению в породах медной зелени — малахита, алмазы можно искать по их характерному спутнику — ярко-красному гранату (пиропу) и т. п. Многие минералы (кварц, кальцит, пирит, флюорит, апатит и др.) образуются в очень широком температурном диапазоне. Такие минералы часто называют сквозными. В зависимости от условий образования меняются многие свойства минералов: их внешний облик, кристаллографические формы и размеры индивидуальных выделений и агрегатов, состав элементов-примесей в них, окраска и многие другие признаки. Даже в одном и том же месторождении, но в сменяющих друг друга парагенетических ассоциациях сквозные минералы отличаются по некоторым особенностям состава, физических свойств и внешнего облика. В таких случаях говорят о нескольких последовательных генерациях (поколениях) одного и того же минерала. Явление зависимости состава и физических свойств минералов от условий их образования получило название типоморфизм минералов и широко используется при расшифровке последовательности минерало- образования в месторождениях и горных породах. В составе земной коры известно около 4 тыс. минералов, причем ежегодно открываются новые минеральные виды и разновидности. Однако частота встречаемости минералов различна, широка распространено в природе всего несколько сот минералов. Хозяйственное значение имеют далеко не все минералы, хотя с каждым годом появляются новые области практического использования разнообразных видов минерального сырья. Промышленные месторождения полезных ископаемых встречаются в земной коре не часто и потому представляют большую ценность. Особенно интересны и перспективны так называемые комплексные месторождения, содержащие несколько полезных компонентов. К их разработке необходимо самое бережное отношение. Следует всегда помнить, что запасы руды, извлеченные из недр, больше не возобновляются и потому недопустимо при эксплуатации месторождений подчиняться тем или иным временным, конъюнктурным соображениям и применять хищнические методы, ведущие к нерациональному использованию или даже прямому разбазариванию природных богатств. Физические свойства минералов I. Оптические свойства. 1. Цвет. Описывается цвет минерала в куске. Описание цвета должно состоять более, чем из одного слова и содержать описание как гаммы (зеленый, синий...), так и оттенков (темный, светлый, голубоватый...). Примеры: «свинцово-серый; голубовато-зеленый, болотно-зеленый; ярко-оранжевый» Кроме этого, используется: Цвет в порошке (цвет черты) Используется полоска неглазурованного фарфора («бисквит»). По ней надо провести образцом. Описать цвет получившейся черты. Если образец более твёрдый, чем бисквит, останется царапина, в этом случае в описании указывается: «черты не оставляет»/«черты нет». Цвет черты может быть белым, и на белом фарфоре не заметным. 2. Блеск. – характеристика отражения света образцом. Используется описательная характеристика: сопоставление блеска образца с блеском хорошо известных объектов. Повысить блеск искусственно нельзя, а понизить – легко (поцарапать, заляпать и т.п.). Поэтому при описании минерала необходимо указывать его самый яркий наблюдаемый блеск. Отсутствовать блеск не может: идеально черное тело – физическая абстракция. Алмазный (= металлический, для минералов с черным цветом черты). Самый яркий, виден с расстояния в несколько метров Стеклянный. Один из наиболее распространенных. В дополнительном описании не нуждается. Жирный так блестит срез сала или масла. Его иногда называют масляным или маслянистым. Восковой Матовый Это, собственно, когда «блеска нет», т.е. свет, попадающий на образец сильно рассеивается. Перламутровый, шелковистый и прочие – это уже экзотика 3. Прозрачность. – характеристика прохождения света сквозь образец. Используется описательная характеристика: четырехступенчатая градация. Повысить прозрачность искусственно очень сложно, а понизить – легко (поцарапать, заляпать и т.п.). Поэтому при описании минерала необходимо указывать его самую лучшую прозрачность. При прочих равных условиях более мелкозернистые агрегаты выглядят менее прозрачными. Минерал может быть: Прозрачный Свет проходит сквозь образец толщиной в несколько сантиметров практически без потерь; через тонкие образцы «можно газету читать». Полупрозрачный Свет проходит сквозь образец толщиной до сантиметра, но сильно рассеивается. Просвечивающий в тонком сколе Свет проходит сквозь сколы образца толщиной до миллиметра. Если смотреть на просвет, видна тонкая «кайма». Непрозрачный то есть совсем... :) Даже в шлифах. Как правило, это рудные минералы (сульфиды, оксиды железа и т.п.) II. Механические свойства 4. Твердость – сопротивление, оказываемое кристаллом царапающему, сверлящему, шлифующему или давящему предмету. Испытываемый материал либо царапает эталон и его твёрдость выше, либо царапается эталоном и его твёрдость ниже эталона. Для определения относительной твёрдости минералов используется Шкала Мооса. Используется относительная характеристика: десятиступенчатая градация, от самого мягкого минерала до самого твердого (в известной части Вселенной, по крайней мере). Большинство минералов широко распространены, и нет необходимости таскать с собой всю шкалу. Для большинства эталонов подобраны аналоги (приведены в скобках). Если образец имеет твердость между двумя эталонами, ему сопоставляется дробная твердость. (например, образец царапается кварцем, но сам царапает плевой шпат: его твердость будет составлять 6,5) Шкала Мооса Твердость Название Формула Аналоги и замены 1 ТалькMg3[Si4O10](OH)2 (мягкий карандаш, марки М, 2М) 2 Гипс CaSO4·2H2O (около 2, 5 – человеческий ноготь) 3 Кальцит CaCO3 (медь – кусок проволоки или монета) 4 Флюорит CaF2 5 Апатит Ca5[PO4]3(OH,Cl,F) (5 – стекло, 5,5 – сталь:нож, проволока, гвоздь... ) 6 Полевые шпаты K[AlSi3O8] 7 Кварц SiO2 (Напильник) 8 Топаз Al2SiO4(OH,F)2 9 Корунд Al2O3 (наждак – одна из разновидностей корунда) 10 Алмаз C 5 Излом – сколы минерала вдоль произвольных направлений. Ровный или ступенчатый Характерны для минералов со спайностью (см.далее). Раковистый По форме похож на створку раковины.характерен для аморфных и подобных им агрегатов (опал, стекло, кварц). Занозистый характерен для минералов с игольчатым строением [Бондарь, 1999] Землистый Характерен для глинистых минералов Зернистый по виду похож на наждачную бумагу или кусок сахара. Неровный 6. Спайность – способность кристаллов минерала раскалываться вдоль определенных направлений. Используется двойная характеристика: пятиступенчатая градация по степени совершенства и указание количества направлений. По количеству направлений: В одном направлении (слюды и т.д.) В двух направлениях (и тогда следует указать угол между плоскостями спайности) В трех, четырех или шести направлениях (и тогда следует указать фигуру – простую форму, которую ограничивают эти направления.Пример: галит: спайность совершенная, в 3 направлениях по граням куба) По степени совершенства Весьма совершенная идеально ровные сколы, зачастую расколоть кристалл можно просто руками (например, слюды). Совершенная- видны закономерные довольно ровные сколы, раскалывать образец приходится молотком... Средняя - различима слабо, требуется навык, а лучше – шлиф и микроскоп :) Несовершенная - видна только под микроскопом Весьма несовершенная - аналог выражения «спайности нет». Ведь если долго и упорно колоть один и тот же кристалл, одинаковые направления сколов возникнут, как гласит теория вероятности. :) III. Особые свойства В отличие от перечисленных выше, присущи не всем минералам, и по умолчанию, если их нет, в описании не указываются. Если же они есть, они всегда являются диагностическими для данного минерала. Полихромная окраска – оптическое свойство, при котором в пределах одного кристалла цвет изменяется в иную хроматическую гамму. В общем, следует относить к экзотическому проявлению цвета... Характерно для галогенидов: флюорита (зеленый–белый–фиолетовый), галита (прозрачный– синий) Иризация – способность минерала давать отраженный свет иной хроматической окраски. Примеры: лабрадор (синяя иризация), беломорит и т. д. Двулучепреломлени – прозрачных минералов «раздваивать» линии при просмотре сквозь них. Пример: исландский шпат (разновидность кальцита). Флюоресценция – способность минералов светиться в ультрафиолетовом свете. Пример: галогениды, в частности – флюорит. Магнитность – способность отклонять магнитную стрелку. Хорошей магнитностью обладают: магнетит, пирротин, самородное железо, ферроплатина, разновидности ильменита. Ковкость (пластичность) – способность пластично деформироваться. Хорошей ковкостью обладают: самородные металлы, некоторые их оксиды и сульфиды, глинистые минералы и т.д.. Растворимость в воде (вкус) – для минералов класса галоидных соединений это, зачастую единственный способ отличить один от другого. Запах – характерный чесночный запах после механического воздействия на образец отличает арсениды. Кроме того, кристаллы нашатыря обладают характерным запахом. Реакция с соляной кислотой – позволяет быстро отличить минералы класса карбонатов, в т.ч. и друг от друга, по условиям реакции. Удельный вес (плотность) – особым свойством, строго говоря, не является, но вследствие того, что «на глаз» определяется с трудом, может относиться к особым. Указывается в случае очень больших или наоборот, очень маленьких величин. Примеры: барит, галенит. Классификация минералов. В результате в современной систематике минералы объединяются в классы по признаку общего аниона или анионной группы. Единственное исключение составляют самородные элементы, которые встречаются в природе сами по себе, не образуя соединений с другими элементами. В природе наиболее распространены минералы класса 1) силикатов — около 25 % 2) окислы и гидроокислы — около 12% 3) сульфиды и их аналоги составляют около 13 % 4) фосфаты, арсенаты (ванадаты) — около 18 % 5) прочие природные химические соединения — 32 %. Земная кора на 92 % сложена силикатами, окислами и гидроокислами. Класс Минерал (пример) Химическая формула Самородные элементы Золото Au Карбиды Муассанит SiC Сульфиды и сульфосоли Киноварь ,энаргит HgS Cu3 , AsS4 Оксиды Гематит Fe2O3 Гидроксиды Брусит Mg(OH)2 Галогениды Флюорит CaF2 Карбонаты Кальцит CaCO3 Нитраты Калиевая селитра KNO3 Бораты Бура Na2B4O5(OH)4×8H2O Фосфаты Апатит Ca5(PO4)3F Сульфаты Гипс CaSO4×2H2O Хроматы Крокоит PbCrO4 Вольфраматы Шеелит CaWO4 Силикаты Альбит NaAlSi3O8 Породообразующие минералы. Минералы, слагающие горные породы, называют породообразующими. Минералов в природе насчитывается более 2000, пород около 1000. В образовании горных пород участвует свыше 50 наиболее распространенных минералов. В большинстве своем минералы горных пород являются кристаллическими, реже аморфными; одни анизотропны, другие - изотропны. Основными породообразующими минералами горных пород являются: кварц, алюмосиликаты, железисто-магнезиальные силикаты, углекислые и сернокислые соли. Составной частью многих минералов является химически связанная вода. Кварц Si02 - минерал, входящий в состав изверженных, осадочных и метаморфических пород. Важнейшие разновидности его обладают явнокристаллическим (горный хрусталь и др.) или скрытокристаллическим (кремень, кремнозем) строением. В земной коре кремнезем встречается также в виде твердых гидрогелей с аморфной структурой, называемых опалом. Панцири диатомей и скелеты радиолярий, слагающие осадочные породы - диатомиты и трепелы- также состоят из аморфного кремнезема. Распространенными минералами, участвующими в образовании горных строительных пород, являются полевые шпаты и слюды. По своему химическому составу полевые шпаты представляют собой алюмосиликаты К, Na, Са. Характерная особенность полевых шпатов - хорошо выраженная спайность по двум направлениям и способность их при ударе раскалываться по плоскостям спайности. Наиболее часто встречающиеся в породах разновидности полевых шпатов - ортоклаз и плагиоклаз. В природе встречается также свободный глинозем в виде минерала корунда. Это абразивный минерал, занимающий в шкале твердости девятое место, обладающий высокой огнеупорностью. Слюды по химическому составу представляют собой сложные водные алюмосиликаты. Встречается несколько разновидностей слюды, среди них наиболее распространены мусковит, или калиевая слюда, и биотит, или магнезиально-железистая слюда. Слюда расщепляется на тонкие гибкие пластинки. Разновидность слюды - вермикулит - входит в группу так называемых гидрослюд, являющихся продуктами гидротермальных природных изменений магнезиально-железистых слюд флогопита и биотита. Железисто-магнезиальные минералы имеют темную окраску и носят название темноокрашенных. Среди них распространенными породообразующими минералами являются пироксены, амфиболы, оливин. К группе пироксенов относят минерал авгит, к амфиболам - роговую обманку. Минералы этих групп являются силикатами кальция, магния, железа. К главным минералам осадочных горных пород относят кальцит, магнезит, доломит, гипс, ангидрит. Эти породы служат в основном сырьем для производства вяжущих. В состав осадочных пород входят также глинистые минералы - каолинит, монтмориллонит и др. Кальцит (известковый шпат) - один из наиболее распространенных материалов земной коры, образует крупно-, средне- и мелкозернистые породы. Магнезит отличается от кальцита большей твердостью, меньшей растворимостью. Доломит встречается в природе в виде двойной углекислой соли, входящей в состав доломитовой породы. Гипс (CaS04)2Н20 образует мономинеральные породы мелкозернистого строения. Цвет гипса преимущественно белый, иногда серый, красноватый, желтоватый и черный. Ангидрит - безводная разновидность гипса. Под влиянием воды ангидрит способен перейти в гипс с незначительным увеличением объема. Каолинит является одним из основных минералов глинистых отложений, представляет собой водный силикат алюминия. Отдельные чешуйки и пластинки его бесцветны, сплошные массы - белого цвета, нередко желтоватые, буроватые, голубовато-зеленые. Монтмориллонит- минерал, входящий в основном в состав некоторых разновидностей глин, например, бентонитовых, обладающих высокой адсорбционной способностью. В качестве второстепенных минералов в горных породах встречаются пирит, или серный колчедан FeS2, апатит, или кальциевая соль фосфорной кислоты, и др. Тема 2.2. Горные породы. Группы горных работ. Горные породы- естественные, природные минеральные агрегаты определённого состава и строения, залегающие в земной коре. Они представляют собой закономерные ассоциации минералов. Им свойственно относительное постоянство химического и минералогического состава, а также строения. Состав горных пород, строение и условия залегания находятся в причинной зависимости от тех геологических процессов, которым они обязаны своим происхождением. Подобно другим объектам окружающей нас природы, горные породы подвергаются изменениям. Горные породы изучает наука петрография (от греч. "петра"- камень, "графо"- пишу). Петрография рассматривает горные породы как геологические тела и как минеральные агрегаты. Горные породы как геологические тела изучаются в отношении форм их залегания, форм отдельностей, условий образования. Всё это можно выяснить только в полевой обстановке. Горные породы как минеральные агрегаты изучаются в отношении их структуры и текстуры (строение и сложение), химического и минералогического состава (вещественный состав), классификации. Здесь основными методами являются микроскопическое и химическое исследования. Горные породы используются как строительные материалы, удобрения, минеральное топливо, как сырьё для огнеупоров, керамики. С горными породами связаны рудные залежи. По происхождению горные породы делят на 3 группы: магматические (изверженые), осадочные, метаморфические. Классификация горных пород. В соответствии с главными геологическими процессами (эндогенными и экзогенными), приводящими к образованию горных пород, среди них различают три генетические (то есть различные по условиям образования) группы: магматические, метаморфические и осадочные. Породы первых двух групп образовались в результате эндогенных процессов, последней – за счет экзогенных. Магматические горные породы – это породы, образовавшиеся из магмы или её производных в результате охлаждения и кристаллизации как внутри земной коры, так и на её поверхности. Осадочные горные породы образуются в результате переотложения продуктов разрушения (гипергенеза) ранее образовавшихся горных пород. В одних случаях продукты разрушения сразу превращаются в осадочные породы, в других они подвергаются многочисленным химическим и биохимическим реакциям и переносятся текучими водами на значительные расстояния. Метаморфические горные породы образуются из всех типов пород (магматических, метаморфических и осадочных) под действием высоких температур и давления без расплавления породы. Далее мы будем последовательно рассматривать все группы пород, а также процессы, приводящие к их образованию. Магматические горные породы по глубине образования разделяются на интрузивные, раскристаллизовавшиеся в глубинах земной коры, и вулканические, образовавшиеся на её поверхности. Интрузивные породы по глубине образования в свою очередь делятся на абиссальные (глубинные) и гипабиссальные (полуглубинные). Вулканические породы делятся на эффузивные и пирокластические. Эффузивные магматические породы образуются из лавы, застывшей на поверхности и не успевшей раскристаллизоваться. Они делятся на палеотипные породы (древние) и кайнотипные (молодые, сравнительно недавно сформированные). Кроме того, при вулканической деятельности часто происходит взрыв кратера, сопровождающийся образованием большого количества обломочного материала, пепла и кусков остывшей лавы (вулканических бомб). Такие породы называются пирокластическими. Магматические горные породы классифицируют также по химическому и, соответственно, минеральному составу. Выше говорилось, что магма образуется при нарушении термодинамического равновесия в недрах Земли. Но какой же при этом состав имеет первичная магма? Одни ученые считают, что образуется одна первичная магма с высоким содержанием железа и магния. Другие придерживаются мнения, что существует еще и другая магма, отличающаяся резко пониженным содержанием железа и магния. Однако, даже признав существование трех или четырех различных по составу магм, нельзя объяснить всё разнообразие магматических горных пород, встречающихся в природе. По-видимому, возникнув как, более или менее, однородная масса, магма затем дифференцируется на большое количество расплавов различного состава. Перечислим кратко основные процессы дифференциации магмы: 1. Ассимиляция – взаимодействие магмы со вмещающими породами, которые магма расплавляет и тем самым ассимилирует (включает в свой состав). В итоге состав магматического расплава меняется от центра к периферии. 2. Гравитационная дифференциация – разделение магмы до начала кристаллизации за счет различия удельной плотности слагающих её химических элементов и расслоения их по весу. Это явление можно сравнить с расслоением воды в устьях тропических рек, где пресная (более легкая) вода плавает по поверхности соленой (с большей удельной плотностью). 3. Ликвация – разделение магмы при понижении температуры до определенной точки на два несмешивающихся расплава, подобно тому, как это наблюдается в металлургических процессах. Более тяжелый (обычно сульфидный) расплав накапливается на дне магматической камеры. 4. Кристаллизационная дифференциация происходит при понижении температуры магматического расплава до точек плавления магматогенных минералов. 5. Потеря летучих компонентов, содержащихся в магме (водорода, серы, азота, паров воды), происходит при кристаллизации магмы. Летучие при этом поступают в состав гидротерм. В результате всех этих преобразований из более или менее однородной магмы образуется большое количество различных по минеральному составу горных пород, химический состав которых в полной мере не соответствует химическому составу магмы. Минеральный состав магматических пород очень разнообразен, но основная доля принадлежит минералам класса «Силикаты». Наибольшим распространением пользуются полевые шпаты (60 %), кварц (12 %), амфиболы и пироксены (17 %), слюды (4 %). Эти минералы называются породообразующими. Минералы, присутствующие в небольших количествах в виде редкой, но характерной примеси, называются акцессорными (пирит, циркон). Породообразующие минералы по химическому составу делят на две группы: светлоокрашенные, богатые кремнием и алюминием, (полевые шпаты, кварц, мусковит) и темноцветы, содержащие железо и магний (пироксены, амфиболы, биотит, оливин). Соотношение светлых и темных минералов в природе определяется исходным химическим составом магмы. Таким образом, магматические горные породы классифицируются в настоящее время по химико-минералогическому составу. За основу взято содержание в породе кремнекислоты SiO2 или кремнезёма. По процентному содержанию кремнезёма выделяют 4 группы магматических пород: кислые – 65–75%, средние – 52–65 %, основные – 45–52 %, ультраосновные менее 45 %. В отдельную группу выделены щелочные породы. В кислых породах в условиях избытка кремнезёма формируются в основном светлые минералы – полевые шпаты и мусковит, поэтому преобладает светлая окраска пород. Вследствие избытка кремнекислоты значительная часть её остается несвязанной с другими элементами и выделяется в виде минерала кварца. Количество темноцветов в кислой породе 3–15 %. Средние породы содержат меньше кремнезёма, что выражается в изменении минерального состава – отсутствует кварц, увеличивается процентное содержание темноцветов. Средние породы подразделяются на породы с плагиоклазами и породы с калиевыми полевыми шпатами. Первые – породы серого цвета, где плагиоклаза – 60–70 %, а темноцветов – 40–30 %. Во-вторых, главным минералом является калиевый полевой шпат, в подчиненном количестве содержится плагиоклаз, а темноцветов – 10–20 %. В основных породах уменьшение содержания кремнезёма вы-разилось преобладанием темных минералов (60–90 %) над светлыми (40–10 %). Наиболее распространенным представителем является габ-бро – порода темно-зеленого, темно-серого и черного цвета. Ультраосновные породы обогащены окислами железа и магния при сравнительно небольшом содержании кремнезёма. Это – породы темно-зеленого или черного цвета, содержащие 100 % темноцветов. Названия им даются в зависимости от содержания оливина и пироксена: дунит, пироксенит, перидотит. Щелочные породы характеризуются повышенным содержанием калия и натрия при существенном недостатке кремнезёма (около 35 %). При изучении интрузивных магматических пород было замечено, что одни минералы имеют правильную кристаллографическую огранку, а другие занимают промежутки между ними. Такие взаимоотношения могут возникнуть при неодновременной кристаллизации минералов, когда одни минералы кристаллизуются раньше, имея свободное пространство для роста, другие же образуются позднее, заполняя оставшиеся пустоты. Первым это заметил американский петрограф Боуэн. Он доказал, что кристаллизация минералов из магмы происходит в последовательности двух реакционных рядов, в которых минералы расположены по степени правильности кристаллографической огранки. Чем правильнее кристаллографическая огранка минерала, тем раньше он кристаллизуется в магматическом расплаве. Процесс раскристаллизации магмы в интрузивной камере условно подразделяется на три фазы: 1. Железо-магнезиальная (высокотемпературная). 2. Кремне-алюминиевая (среднетемпературная). 3. Пегматитовая (низкотемпературная). Кристаллизация начинается у охлаждающегося края интрузии, где температура падает быстрее всего. В первую фазу кристаллизуются тяжелые железо-магнезиальные минералы (магнетит, оливин); они медленно опускаются на дно камеры и накапливаются там. Таким образом, в первую фазу магматического процесса из магмы уходит значительное количество железа и магния и, соответственно, повышается концентрация остальных элементов, в первую очередь, кремния и алюминия. При дальнейшем понижении температуры начинают кристаллизоваться соединения кремния и алюминия, имеющие более низкие температуры плавления. Это – главная фаза кристаллизации магмы, важнейшими минералами которой являются полевые шпаты. Минералы этой фазы испытывают дефицит места для образования правильной огранки. В эту фазу из расплава уходит кальций, большая часть кремния и алюминия. Остается сравнительно небольшое количество магматического расплава – так называемый, пегматитовый остаток, обогащенный летучими компонентами, редкими и редкоземельными элементами. Большое содержание летучих компонентов в пегматитовом расплаве способствует распространению его по трещинам и перекристаллизации вмещающих материнских пород. При остывании образуются пегматиты – жильные тела, сложенные крупными кристаллами, которые могут прорастать друг в друга, поскольку идет одновременная их кристаллизация. Характерная черта пегматитов – грубая, часто гигантокристаллическая структура. Например, на Урале была целая каменоломня, расположенная в кристалле амазонита. Пластины слюд в пегматитах достигают иногда величины 5–7 метров. В пегматитах США встречались кристаллы берилла длиной около 6 метров и весом 18 тонн. В целом минеральный состав пегматитов очень разнообразен. По подсчетам академика Ферсмана, в гранитных пегматитах, кроме главных породообразующих минералов – микроклина, плагиоклазов, кварца, мусковита, биотита, ортоклаза, встречается еще 300 минералов. Таким образом, в каждую фазу кристаллизации выпадают определенные минералы: в первую – кристаллизуются оливин, магнетит, сульфиды. Во вторую – минералы рядов Боуэна (полевые шпаты, слюды, кварц, амфиболы, пироксены), являющиеся главными породообразующими минералами. В третью фазу образуются пегматиты, содержащие, кроме породообразующих, редкие акцессорные минералы. Последовательность кристаллизации минералов определяется не только температурой плавления минералов, но и концентрацией в магме химических элементов, входящих в состав минералов. При высокой их концентрации соответствующий минерал кристаллизуется первым. Это продолжается до тех пор, пока концентрация всех элементов в расплаве не уровняется. После этого начинается одновременная кристаллизация нескольких минералов. Метаморфические породы классифицируют по следующим признакам: по преобладающей роли какого-либо фактора метаморфизма, по степени метаморфизма, по принадлежности к метаморфическим фациям. 1. Главными факторами метаморфизма являются температура (тепло), давление и флюиды. Тепло может быть общим теплом Земли, локальным, вызванным трением (например, вдоль поверхности тектонического разлома), теплом магматических интрузий. Повышение температуры ослабляет связь между атомами в минералах, повышает химическую активность воды и других соединений. Давление может быть либо гидростатическим, либо односторонним (стресс). Увеличение давления повышает растворимость веществ и способствует перегруппировке атомов в кристаллах. Под действием высоких температуры и давления метаморфизм горных пород происходит без изменения химического состава. Метаморфизм с привносом веществ осуществляется с помощью флюидов – высокотемпературных, насыщенных газами растворов, образовавшихся за счет летучих компонентов магмы. Главными типами метаморфизма являются контактовый, региональный и динамометаморфизм. Контактовый (термальный) метаморфизм характеризуется различными изменениями вмещающих пород, вследствие теплового и химического воздействия на них интрузивных магматических масс. Изменения происходят в сравнительно узкой зоне соприкосновения интрузивных тел с вмещающими породами, в так называемых контактовых ареалах. Интенсивность метаморфизма, характер вызванного им минералообразования зависят от первоначального состава пород, удаленности от контакта, размеров контактов интрузивного тела, состава пород магмы, участия летучих растворов. Степень преобразования пород убывает в направлении удаления от контакта с интрузией. При термальном метаморфизме песчано-глинистые породы переходят в роговики, известняки в мраморы, а кварцевые песчаники в кварциты. Под влиянием гидротермальных растворов и газовых компонентов идет процесс метасоматоза – обмен компонентами между интрузией и вмещающими породами. Главные продукты метасоматоза – скарны, развиты на контактах карбонатных пород и кислых интрузий. Вопрос о соотношении метасоматоза и метаморфизма не решен. Как геологический процесс метасоматоз по его роли в формировании земной коры стоит в одном ряду с гипергенезом, седиментогенезом, магматизмом и метаморфизмом. Породами контактового метаморфизма являются: кварциты, мраморы, роговики, скарны. Кварциты – плотные массивные, зернистые породы, состоящие из кварца, видимого простым невооруженным глазом или через лупу. Отличаются большой твердостью и, соответственно, прочностью. Образуются при метаморфизме кварцевых песчаников. Цвет серый, реже розовый (белорецкий кварцит с Алтая). Железистые кварциты – кварцитовые породы, содержащие мелкую вкрапленность гематита и магнетита, реже прослои гематита. Они являются первоклассной железной рудой (месторождения Кривого Рога, Курской магнитной аномалии). Мрамор – мелко-, средне- и крупнозернистая карбонатная порода гранобластовой структуры, образующаяся при перекристаллизации известняков; состоит из кальцита с небольшой примесью глинистого материала. Роговики (контактовые роговики) – породы, возникающие в результате воздействия интрузивных масс на вмещающие породы, например, на контакте с интрузией глинистых сланцев. Они представляют собой плотные породы, обладающие большой твердостью. В состав роговиков входят кварц, слюда, полевые шпаты и некоторые редкие минералы. Скарны – метасоматические породы, сложенные высокотемпературными известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами (гранатами, пироксенами и различными акцессорными минералами). Со скарнами связано разнообразное оруденение, в частности, сульфидное. Динамометаморфизм – структурное и, в меньшей степени, минеральное преобразование горных пород под воздействием тектонических сил при складкообразовательных процессах без участия магмы. Основными факторами динамометаморфизма являются гидростатическое давление и одностороннее давление (стресс). Внешним выражением воздействия динамометаморфизма на породу служит, в частности, сланцеватость – порода приобретает способность раскалываться на тонкие плитки. Это может быть вызвано появлением в породе очень мелких, но однообразно ориентированных трещин или возникновением одинаково ориентированных минералов, слагающих породу. Продуктами динамометаморфизма являются различные сланцы. В процессе динамометаморфизма образуются породы, характеризующиеся различной степенью дробления и перетирания. Например, тектонические брекчии образуются при движении вдоль плоскости разрывного нарушения блоков земной коры, а также при складкообразовании. Они состоят из остроугольных обломков горных пород, сцементированных мелкораздробленной, перетертой массой из тех же пород. Кроме того, динамометаморфизм может проявляться в явлении катаклаза, при котором происходит деформация кристаллических решеток и дробление минеральных зерен. Продукты катаклаза называются катаклазитами и милонитами. В катаклазитах дроблению подвержены не только участки породы, но и породообразующие минералы. Милониты – породы, раздробленные в муку и сплавленные под воздействием температуры и давления. Рассмотренные выше типы метаморфизма носят местный характер. В отличие от них региональный метаморфизм проявляется на больших пространствах в связи с формированием геосинклинальных (подвижных) поясов земной коры и мало зависит от воздействия магматического очага. Региональный метаморфизм – совокупность метаморфических изменений горных пород, вызываемых односторонним и гидростатическим давлением, а также высокой температурой. При региональном метаморфизме образуются метаморфические и кристаллические сланцы и гнейсы. Глинистые сланцы представляют начальную стадию метаморфизма глинистых пород. Состоят из глинистых минералов, гидрослюд, реже в них присутствует кварц, серицит, хлорит. Это – плотные сланцеватые породы серого, темно-серого цвета, не размокают в воде, содержат углистое вещество. Хлорит-серицитовые сланцы – в большей степени метаморфизованные сланцевые породы. Состоят, в основном, из серицита, хлорита, биотита, и, в отличие от предыдущих, не содержат глинистых минералов. Цвет зеленоватый, благодаря развитию по плоскостям сланцеватости тонких чешуек серицита, имеют шелковистый блеск. Они являются переходной породой от глинистых к слюдяным сланцам. Кристаллические сланцы характеризуются еще более высокой степенью метаморфизма. Наиболее распространены слюдяные кристаллические сланцы, состоящие из слюды и кварца (мусковитовые, биотитовые, двуслюдяные). Это – крупнозернистые породы, образующиеся при перекристаллизации глинистых и хлорит-серицитовых сланцев. Гнейсы – глубокометаморфизованные породы, характеризующиеся гнейсовой текстурой и по составу близкие к гранитам. Амфиболиты – темно-зеленые или черные породы с гнейсовой текстурой, состоящие из роговой обманки и плагиоклаза. Образуются из основных и средних магматических пород. 2. Классификация метаморфических пород по степени метаморфизма проводится по изменению текстурно-структурных показателей и появлению новых минералов. При небольшом воздействии изменяются только текстурно-структурные признаки, а минеральный состав остается прежним. При более сильном – преобразуется также и минеральный состав породы. Например, в начальной стадии метаморфизма аргиллиты превращаются в глинистые сланцы. В дальнейшем они могут перейти в кристаллические сланцы, отличающиеся от первичных пород и текстурно-структурными признаками, и минеральным составом. 3. Метаморфические фации – это определенные комплексы пород, образующиеся при соответствующих динамо-термальных условиях вне зависимости от глубины залегания породы. В настоящее время установлено, что существуют минералы, характерные и устойчивые при определенных температурах и давлениях, которые являются эталонами для метаморфических фаций. То есть каждый минерал является индикатором определенных динамо-термальных условий. Например, в условиях сравнительно невысоких температуры и давления образуются такие минералы как хлорит, эпидот, актинолит и другие. Большинство этих минералов обладают зеленой окраской и поэтому говорят о зеленокаменном изменении горных пород (например, образуются зеленые сланцы). При высоких температуре и давлении из химических элементов, составляющих оливин и анортит, образуются гранаты. Перекристаллизация под большим давлением сопровождается образованием минерала, имеющего меньший молекулярный объем, чем исходные минералы (гранат). За счет привноса веществ гидротермальными растворами может происходить обогащение породы калием, натрием и образование таких минералов как альбит, ортоклаз, микроклин, мусковит. Порода приобретает облик, близкий к граниту. Происходит гранитизация горных пород. Последние десятилетия многие ученые считают, что процессы метаморфизма, протекающие на больших глубинах, и магматизма неразрывно связаны между собой. Происходит так называемый круговорот горных пород в земной коре. Образующиеся на больших глубинах граниты в результате процессов поднятия и денудации вышележащих толщ оказываются на дневной поверхности и становятся исходным материалом для образования осадочных пород. Пласты осадочных пород могут перекрываться более молодыми отложениями и оказываться на глубине, в области высоких температур и давлений, где они подвергаются процессам метаморфизма (гранитизации)и превращаются в гранитоподобные породы. Различают фации голубых и зеленых сланцев, амфиболитовую, гранулитовую и эклогитовую. 1. Фация голубых сланцев образуется при высоком давлении и низкой температуре. Она названа так потому, что здесь присутствует голубой амфибол. 2. Фация зеленых сланцев образуется при невысоких давлениях и не очень высоких температурах. Здесь преобладают минералы зеленого цвета: хлорит, эпидот, серпентин. Кроме того, могут присутствовать тальк, серицит, кварц, полевой шпат и мусковит. Тальковые и хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме основных магматических пород, а также при гидротермальной переработке последних. Для всех сланцев характерно сланцеватое строение. При повышении температуры фация зеленых сланцев переходит в амфиболитовую фацию. 3. Амфиболитовая фация возникает при более высоких значениях давлений и температур. Главными минералами этой фации являются гранат и роговая обманка. Могут присутствовать кварц и некоторые специфические алюмосиликаты (ставролит, андалузит, силлиманит). К породам амфиболитовой фации относят кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, мраморы, кварциты. 4. Как видно на схеме, при дальнейшем повышении температуры и в малой степени – давления амфиболитовая фация переходит в гранулитовую. Возникают среднезернистые плотные породы, напоминающие по составу граниты и гнейсы. Главным отличием гранулитов от этих пород является присутствие вместо слюды граната и пироксена. От гнейсов они отличаются отсутствием гнейсовой текстуры. Такие породы были получены экспериментально. 5. Эклогитовая фация возникает при наиболее высоких значениях давления. Эклогиты – зернистые массивные, иногда слабо сланцеватые породы, характеризующиеся наиболее высокой степенью метаморфизма. Они образуются из габбро и состоят из зеленого пироксена и граната. Процесс перекристаллизации горных пород в твердом состоянии получил название бластез, поэтому структуры метаморфических пород называются бластовыми. При метаморфизме все минералы кристаллизуются одновременно, но, несмотря на это, также как у магматических, кристаллы их могут быть ксено- и идиоморфными. В данном случае идиоморфизм кристаллов зависит от кристаллизационной силы. Одни минералы имеют большую кристаллизационную силу (гранаты, турмалин) и, раздвигая соседние кристаллы, образуют правильные (идиоморфные) зерна. Другие – с меньшей кристаллизационной силой (эпидот, пироксен, микроклин, ортоклаз) – образуют в различной степени ксеноморфные кристаллы. Таким образом, формируется порфиробластовая структура: минералы с большой кристаллизационной силой образуют крупные фенокристаллы на фоне мелких, соответственно – с меньшей кристаллизационной силой. Например, гранаты на фоне полевых шпатов. Другие структуры различаются по форме кристаллов: гранобластовая – для породы характерен изоморфизм всех кристаллов («гранула» – зерно), например, у мрамора; лепидобластовая – среди породообразующих минералов преобладают минералы со слоистой кристаллической структурой, например, слюды; нематобластовая (игольчатые, столбчатые) и фибробластовая (волокнистые кристаллы) структуры встречаются значительно реже. Текстуры метаморфических пород резко отличаются от текстур магматических и осадочных пород. При сланцевой текстуре зерна минералов имеют таблитчатую, чешуйчатую и удлиненную форму, а порода обладает способностью раскалываться на плиточки различной толщины. Полосчатая текстура объясняется чередованием полос различного минерального состава или цвета. Гнейсовая текстура встречается у гнейсов и характеризуется параллельным расположением удлиненных зерен. Массивная текстура характеризует породу, которая обладает однородным сложением (мрамор). Осадки и их превращение в осадочные породы. Осадочные толщи покрывают 75 % поверхности континентов, таким образом, это наиболее легко доступная для изучения группа пород. Они имеют исключительное значение еще и потому, что содержат в себе окаменевшие остатки организмов, населявших в прошлом нашу планету. Осадочный материал, главным образом, отлагается в океанах и морях, но некоторая его часть накапливается в условиях суши. Выше были рассмотрены основные процессы, последовательно происходящие на земной поверхности: разрушение горных пород, перенос и отложение осадков. Весь процесс осадконакопления носит название седиментогенеза. Однако осадки ещё не являются горными породами. Для превращения рыхлых осадков в плотные твердые породы они должны пройти стадию диагенеза. Процессы диагенеза. Диагенетические процессы протекают при сравнительно низких температурах и умеренном давлении, но действуют в течение длительного времени, что и приводит к существенным изменениям первоначальных свойств осадков. Осадки, отложившиеся в жидкой среде, имеют в своем составе значительное количество воды. Когда сверху накладываются новые слои осадков, нижележащие толщи сдавливаются и вода отжимается. При этом плотность осадка увеличивается, объем породы уменьшается, а также уменьшаются её пористость и проницаемость. Материал, заполняющий пространство между зернами, называется цементом или основной массой. При диагенезе он образуется за счет минералов, которые были растворены в воде, а затем выпали из раствора, цементируя отдельные зерна или органические остатки. Главными типами цемента осадочных пород являются кальцит, кремнезем, соединения железа. Цементом для грубообломочных пород часто становится обломочный материал более мелкой размерности (песок, алеврит, глина). При процессах диагенеза часто происходит замещение одних минералов другими. Например, при просачивании морской воды в поры известняка кальций в кристаллах замещается магнием и происходит доломитизация известняков. Таким образом, диагенез сопровождается процессами обезвоживания, уплотнения, цементации и замещения минералов. Чем дольше порода подвергается этим процессам, тем крепче, тверже и плотнее она становится. Поэтому древние породы всегда более плотные и крепкие, а молодые более рыхлые и мягкие. Все процессы, непосредственно связанные с образованием осадков и последующим превращением их в породу, называются литогенезом. То есть, диагенез является следующей после седиментогенеза (второй) стадией литогенеза. Классификация осадочных пород. Наиболее распространена генетическая классификация. Выделяют: обломочные (терригенные), хемогенные и биохемогенные (органогенные) породы. Терригенные породы образуются за счет накопления, уплотнения, обезвоживания и цементации продуктов физического выветривания (механического дробления) пород. Классификация терригенных пород основана на величине и окатанности обломков, их сцементированности. Степень окатанности обломков зависит от твердости минералов, слагающих породу, от величины обломков и характера переноса. При переносе ветром, текучими водами, морским прибоем острые края обломков сглаживаются в результате трения друг о друга и о земную поверхность. Причем интенсивно окатываются лишь обломки крупнее 1 мм. Рыхлая порода превращается в сцементированную, если обломки скрепляются между собой каким-либо веществом (цементом). Плотность породы зависит от характера цемента, который может быть карбонатным, глинистым, железистым, опаловым, гипсовым, песчанистым и т.д. По величине обломков терригенные породы делятся на четыре группы: псефиты (крупнообломочные), величина обломков более 1 мм; псаммиты (песчанистые), величина обломков от 1 до 0,1 мм; алевриты (иловатые), величина обломков от 0,1 до 0,01 мм; пелиты (глинистые), величина частиц от 0,01 до 0,001 мм. Некоторые авторы рассматривают глины в группе хемогенных пород. Породы, состоящие из окатанных обломков, подразделяются на валуны, гальку и гравий. Таким образом, величина обломков (гранулометрический состав) и окатанность рассматриваются обычно как важнейшие структурные признаки и основа для наиболее распространенной классификации. В ряде случаев оказывается целесообразным классифицировать обломочные горные породы по минеральному составу, составу цемента, соотношению цемента и обломочного материала. Например, выделяется особая группа песчаников, обломочный материал которых представлен только кварцем – так называемые кварцевые песчаники. По составу цемента песчаники могут быть известковистыми, кремнистыми, отличающимися по физическим свойствам. Хемогенные и биохемогенные породы классифицируют по химическому составу. Алюминиевые осадочные породы (аллиты) – бокситы и латериты – характеризуются высоким содержанием окисла алюминия – глинозема (Al2O3). Они представляют собой элювиальные образования коры выветривания алюмосиликатных магматических пород. Подробнее об образовании бокситов и латеритов было рассказано в теме «Коры выветривания». Среди железистых осадочных пород выделяют окисные и гидроокисные (гематит, гидрогематит), карбонатные (сидериты) и силикатные (железистые хлориты). Наиболее распространены бурые железняки, представляющие собой механическую смесь гидроокислов железа с глинистым материалом и частично песчанистым. Железистые осадочные породы могут быть продуктами выветривания ультраосновных пород. Марганцевые осадочные породы представлены пиролюзитовыми и другими окисными соединениями марганца. За счет коагуляции коллоидных растворов гидроокислов железа и марганца, приносимых в моря реками, образуются так называемые железо-марганцевые конкреции, а в озерах и болотах – бобовые железные руды. Возможно, в их образовании принимали участие микроорганизмы. Фосфоритами называют различные осадочные породы (песчаники, глины, мергели), обогащенные кальциевыми солями фосфорной кислоты. Фосфор извлекается из морской воды планктонными микроорганизмами. Илы, обогащенные остатками планктона, подводными течениями переносятся в сторону берега, и при уменьшении давления углекислого газа (в верхней и средней частях шельфа) происходит осаждение фосфоритов из морской воды. Кремнистые породы биохемогенного происхождения образуются за счет кремнезема, выносимого реками в моря. Из воды он поглощается некоторыми планктонными микроорганизмами (диатомовыми водорослями, радиоляриями). При отмирании планктона образуются диатомовые и радиоляриевые илы, из которых в результате диагенеза образуются диатомиты и радиоляриты. Возможно, измененными диатомитами являются опоки и трепел. Органогенно-хемогенное или вулканогенное происхождение (за счет тонкого вулканического пепла) имеет яшма – твердая, обладающая раковистым изломом, порода, сложенная скрытокристаллическим кварцем, иногда с примесью халцедона. Примесями окислов железа и марганца она бывает окрашена в различные оттенки красного, желтого, коричневого и зеленого цветов. Органогенно-хемогенные разновидности нередко содержат реликты раскристаллизованных раковин радиолярий, имеющих первичный опаловый скелет. Яшмы используются как поделочный материал, лучшие в мире находятся на Южном Урале и Алтае. Некоторые разновидности яшм приближаются к метаморфическим породам. Наиболее распространенной карбонатной породой является известняк, состоящий в основном из минерала кальцита (80–95 %). В незначительном количестве (5–20 %) он может содержать песчано-глинистый материал. Большая часть известняков образуется за счет жизнедеятельности организмов. Они могут представлять собой перекристаллизованное скопление раковин или рифовые постройки. В докембрийское время известняковые постройки (строматолиты) образовывались за счет жизнедеятельности микроорганизмов. Особой разновидностью органогенных известняков является белый писчий мел, представляющий собой слабо сцементированную массу остатков планктонных организмов. Известняки могут залегать пластами или в виде органогенных построек – биостромов и биогермов. Биостром – плоская органогенная постройка, из нарастающих друг на друга рифообразователей, не достигающая уровня воды. В ископаемом состоянии выглядит как линза массивного известняка среди слоистых известняков. Разновидностью биострома является банка (строматолитовая банка, онколитовая банка). Биогерм – изометричная органогенная постройка, резко возвышающаяся над морским дном, достигающая поверхности воды. В ископаемом состоянии это – массивный известняк, «протыкающий» слоистые образования вокруг него. Риф является разновидностью биогерма. Вокруг рифа располагаются продукты его разрушения (глыбы, дресва, щебень). В ископаемом состоянии – это известковая брекчия. Высота рифов колеблется от нескольких до сотен метров. У выходов подземных вод, обогащенных карбонатом кальция, образуется известковый туф. А в пещерах растут сталактиты и сталагмиты, сложенные также кальцитом. При воздействии на известковые осадки или породы магнийсодержащих вод кальцит частично переходит в доломит, образуя доломитизированные известняки или доломиты. Мергель – осадочная порода глинисто-карбонатного состава, в которой содержится 50–75 % карбоната кальция, а остальное – глинистая масса. В зависимости от того, представлен карбонат кальция кальцитом или доломитом, мергели делятся на известковистые и доломитовые. Соли представляют собой типичные хемогенные осадки. Соленакопление происходит в бессточных водоемах и мелководных лагунах в аридном климате. Отложение солей из истинных растворов происходит в определенной последовательности. Первыми из раствора выпадают труднорастворимые сульфаты – гипс, ангидрит, затем – поваренная соль и, при дальнейшей концентрации раствора – наиболее легкорастворимые галоидные и сернокислые соли калия и магния. На порядок осаждения оказывает воздействие температура раствора и его состав. Крупные соляные залежи могут иметь мощность до 500 и более метров и распространяются на площади в несколько десятков и даже сотен квадратных километров. Особенно крупные месторождения такого типа приурочены к отложениям кембрийского, девонского, пермского и неогенового возраста. Каустобиолиты – горючие породы органогенного происхождения. К ним относятся ископаемые угли, торф и горючие сланцы, нефть и горючий газ. Образование торфа происходит при разложении растительных остатков без доступа кислорода. Далее торф превращается в уголь. Углеобразование (по Жемчужникову) подразделяется на 2 фазы: 1) гумификацию (торфообразование до покрытия торфяника кровлей) и 2) углефикацию. Последняя, в свою очередь, подразделяется на 2 стадии: а) преобразование торфа в бурый уголь, б) метаморфизм бурого угля – превращение его в каменный и далее в антрацит. Горючие сланцы – могут быть глинистыми, известковистыми, кремнистыми; содержат органическое вещество – кероген – от 10–15 % до 60–80 %. Накопление керогена из растительных остатков и животного планктона происходит в основном в условиях неглубоких прибрежных частей морского бассейна с нормальным солевым и газовым режимом вод, либо в озерных условиях. Нефть – жидкий каустобиолит и важнейшее полезное ископаемое. По химческому составу она представляет собой сложную смесь алканов, некоторых цикланов и аренов, а также кислородных, сернистых и азотистых соединений. Генетически нефть – обособившийся в самостоятельные скопления концентрат жидких, преимущественно углеводородных, продуктов преобразования захороненного в осадочной толще органического вещества (по И.М. Губкину). В процессе изменения органического вещества образуются и газообразные продукты, которые находятся в нефти в растворенном состоянии и выделяются из нее при снижении давления – так называемые горючие газы. Последние также считаются самостоятельным полезным ископаемым. Структуры и текстура горных пород. Структуры магматических пород В зависимости от степени охлаждения магм должна находиться и степень их кристаллизации: 1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры; 2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти совершенно лишенные кристаллов стекловатые структуры; 3) в промежуточных условиях получаются структуры неполнокристаллические часто весьма неудачно называемые полукристаллическими. С условиями кристаллизации магм должна быть связана величина зерна в полнокристаллических породах. Очевидно, если магма отвердевает медленно, то условия наиболее благоприятны для получения или наиболее крупных кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов различают структуры: · гигантокристаллические при величине кристалла свыше 2 см; · крупнокристаллические при размере кристалла выше 5 мм; · среднекристаллические с величиной кристалла от 1 до 5 мм; · мелко- и тонкокристаллические — кристаллы видны невооруженным глазом; · микрокристаллические — кристаллы видны в лупу или под микроскопом, · скрытокристаллические — в породах под микроскопом обнаруживается только кристалличность, а отдельные зерна неразличимы. Во всякой порфировой структуре различаются два элемента: более крупные кристаллы — порфиры или вкрапленники и мелкая масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников — основная масса. Выделяют, кроме нормальной порфировой структуры, еще структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса имеет легко различимое макроскопически зерно, в том числе и такое, которое может встретиться и в среднезернистой породе, как, например, в порфировидных гранитах. Связь степени кристалличности и величины кристаллов с условиями отвердевания магмы зависит от того, как скоро идет процесс остывания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур. Неполнокристаллическую породу без четко выраженных крупных вкрапленников часто называют афировой. Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее правильные грани — структура письменная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении минералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая или панидиоморфнозернистая (греч. pan - весь; в приставках - совсем), в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру называют иногда сахаровидной. Структуры туфов Туфы, как породы пирокластические, имеют кластические туфовые структуры, иногда очень сильно отличающиеся от структур осадочных пород. В неизмененных или мало измененных туфах встречаются часто обломки стекла, имеющие нередко характерную форму дужек, лунок (в разрезе), совершенно неправильных тонкопористых частиц и пр. (вулканический пепел), придающих породе под микроскопом своеобразный облик. Кроме того, в нормальных осадочных породах при достаточной крупности их зерна (около 1 мм) часто наблюдаются окатанные зерна минералов, в то время как в туфовых структурах встречаются нередко прекрасно образованные кристаллы, а также вкрапленники - капли застывшей лавы, выброшенной силой взрыва из жерла вулканов. В туфах могут встречаться зерна минералов с глубокими заливами от расплавления; так как часто эти минералы транспортируются только по воздуху, оставаясь на месте после своего падения, эти грубые и выдающиеся зазубрины на зернах минералов в туфах могут сохраниться, и т.д. Когда туфы сложены преимущественно обломками кристаллов, стекла, пород, они имеют соответственно кристалло-, витро- и литокластическую структуру. Структуры осадочных пород Осадочные породы имеют структуры, отличные от магматических. Большая масса этих пород — породы обломочные, структура их кластическая, т.е. порода состоит большей частью из обломков отдельных минералов или даже пород. К органическим осадочным породам кластического же происхождения применяются те же структурные обозначения, а в химических осадках, по самому способу их происхождения, могут получиться структуры и кластического характера, и аналогичные структурам пород метаморфических, и частично также изверженных. В осадочных породах нередки порфировые структуры: на фоне относительно микрозернистой или даже пелитоморфной массы выделяются крупные зерна (не больше 30-35%) - раковины, гальки или кристаллы, нередко идиоморфные. В последнем случае неправильно всегда делать вывод о их самом раннем выдлении: они могут быть и самыми последними в генерациях минералов, если минерал обладает большой кристаллизационной силой, например доломит в кальцитовой основной массе. Различают три или четыре типа конформных структур: 1. Гипидиоморфная, в которой зернами являются кристаллы. 2. Гипидиобластовая внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков. 3. Гранобластовая, а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов - лепuдобластовая и фuбробластовая (нематобластовая). Кристаллы не идиоморфны, а неправильны. Они образуются при бластезе - росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфногo вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. 4. Механоконформная, возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или стрессовым: более пластичные и менее крепкие зерна приспосабливаются к прочным, обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто вдавливаются в пластичные. Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механическогo приспособления бывает разной. 5.Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен, и последние не заполняют полностью пространство, часть eгo остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены друг к другу, и в породе возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные. В зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен различают три основных типа неконформных структур: 1. Цельноскелетные биоморфные структуры - раковинные, или ракушняковые (структурными элементами - зернами - являютcя раковины), и биогeрмные - коралловые, строматолитовые и др., кoгдa захороняются скелеты обычно прикрепляющихся организмов. 2. Сфероaгрегатные, и примыкающие к ним многoчисленные структуры в основном химическогo и биологическогo происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела - aгpeгaты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, бобовая, конкреционная, желваковая, окатышевая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах. 3. Обломочные, или кластические, структуры: породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется оргaногeнно-обломочной или органогeнно-детритовой. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и дрyгим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше. Размер зерен — вторая, а для обломочных пород - первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании гpаниц гpанулометрических (гpеч.гранула - зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается одинаково или близко. По размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего делятся на три группы: яснозернистые (зерно которых видно не вооруженным глазом), и визуально воспринимаемые как сплошные, бесструктурные: скрытозернистые и незернистые, что и обозначается соответственно: пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые - стекловатые по виду (обсидианы, кремни, яшмы). Главное значение в связи с процессами образования обломочных пород имеет величина обломков; поэтому различают кластические структуры: · грубообломочные (ранее называли псефитовые, от др.-греч. psefos — камешек, голыш, галька), с величиной зерна больше 2 или 2,5 мм; · среднеобломочные (псаммитовые, от psammos — песок, с величиной зерна от 2,5 (2,0) до 0,05 (0,1) мм (для уточнения вместо этого термина используют: грубо-, средне-, мелкозернистые и т.д.) и · мелкообломочные, или пелитовые (pelos— глина) — зерна размером менее 0,05 (0,1) мм. Из вторичных изменений формы наиболее важны окатанность и регенерированность, а также изменение формы при перекристаллизации. Окатанность оценивают по тpex- или пятибалльной шкале и нередко выражают в процентах. Зерна мельче 0,05 мм практически никогда не окатываются, так как переносятся чаще вceгo во взвешенном состоянии. Структуры метаморфических пород. Все метаморфические породы обладают полнокристаллическими структурами, так как ни в одной из них не может сохраниться вулканическое стекло. Метаморфические породы получаются путем перекристаллизации материнских пород в твердом состоянии, так что ни в один момент метаморфизации порода не приходит ни в состояние плавления, ни в состояние растворения, а потому и понятно, что при полной кристалличности этих пород, как и пород интрузивных, здесь не может наблюдаться ясно выраженного порядка в степени идиоморфизма их минералов. Если здесь и наблюдаются иногда более или менее хорошо ограненные минералы, то эта их форма обусловлена резко выраженной тенденцией этих минералов проявлять в самых неблагоприятных для роста условиях свою огранку. Поэтому структура пород метаморфических сходна со структурой, получающейся, например, при раскристаллизации стекол в твердом их состоянии, т.е. это есть структура кристаллобластовая (blastano — расти), очень характерная для метаморфических пород. Сообразно совершенно отличному от изверженных пород происхождению полнокристаллическая структура пород метаморфических и все характерные ее элементы обозначаются присоединением к корню структурного термина изверженных пород окончания бластовая. На основании сказанного понятно, что должны обозначать термины: гранобластовая, порфиробластовая, идиобластовый, ксенобластовый и прочее. Но имеются принципиальные отличия между структурой порфиробластовой и бластопорфировой. Наименование первой говорит о том, что структура образовалась за счет процессов перекристаллизации, второй — о формировании метаморфической породы по магматическим образованиям с порфировой или порфировидной структурой. Для характеристики структуры метаморфической породы большое значение имеет также облик господствующих минералов — изометрический, пластинчатый или игольчатый — и достаточно широко распространены термины, отображающие эту особенность структуры (соответственно гранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая структура). Наконец, весьма важна для распознавания материнской породы, из которой произошла данная метаморфическая, так называемая реликтовая (латинское relictus — оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы структура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры сохраняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням метаморфизма. В метамагматических породах часто обнаруживаются лишь следы таких структур магматических пород, как офитовая, сферолитовая и др. В метаосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бластоалевролитовая и т.п. структуры. В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма. Существует еще одна группа структур метаморфических пород — катакластические. Породы, подвергшиеся процессам деструктуризации, в дальнейшем легче перекристаллизовываются, и возникают типичные метаморфические породы. Текстуры горных пород. Текстуры, как и структуры, можно рассматривать отдельно для каждого из классов пород, но в таком случае будет довольно много повторяющегося текста. Поэтому я предпринял попытку объединить рассмотрение текстур в единый текст, уточняя по месту характерность тех или иных для определенных классов. Стало любопытно, что из этого получится. Текстура - расположение зерен в породе - полнее всего изучается в обнажении, менее полно - в керне буровых скважин и в образцах. Текстура определяет не только многие физические свойства породы - проницаемость, крепость и раскалываемость, т.е. является самым выразительным признаком физической анизотропии породы, но и важнейшие генетические признаки, позволяющие восстанавливать динамику среды (воздушной или водной) - ее активность, характер движения (течения, волнения), eгo силу, направление и т.д. Текстуры осадочных и вулканических пород подразделяются на поверхностные, присущие поверхностям напластования и объемные, слагающие весь объем породы. Примеры поверхностных текстур - канатные лавы, знаки ряби, трещины усыхания и т.д. После захоронения под следующим слоем осадка они могут переходить в части объемных текстур (волнистая и косая слоистость). Здесь рассматриваются только объемные текстуры. По той причине, что студенты по нашему учебному плану сначала сталкиваются с образцами пород в аудитории, а уже потом, на практике - в обнажении. И для учебных целей важнее именно объемные текстуры, которые можно наблюдать в отдельно взятых образцах. Массивная текстура, она же изотропная, хаотическая или однородная - наблюдается в породах, образующихся без влияния стресса — в метасоматических породах, в глубинных зонах метаморфизма, когда высокое литостатическое давление полностью затушевывает действие стресса. В магматических породах образуется в условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в интрузивных породах наиболее широко. Определение механических, физических и химических свойств горных пород необходимо для геомеханики, геофизики и геохимии в целях прогнозов и расчетов различных процессов, происходящих в земной коре в естественных условиях и особенно при искусственных воздействиях человека на горные породы, а также процессов, происходивших в земной коре и мантии в прошлом. Как физическое тело горные породы характеризуется группой базисных свойств, в которую входят плотностные, упругие, прочностные, тепловые, электрические и магнитные свойства. Свойства горных пород обусловлены их минеральным составом и строением, а также внешними условиями. Важными параметрами, определяющими свойства горной породы, являются её пористость и трещиноватость. Поры могут быть частично заполнены жидкостью, поэтому свойства горной породы зависят одновременно от свойств твёрдой, газообразной и жидкой фаз и их взаимного соотношения. Пористость и трещиноватость особенно важны при оценке горной породы как коллекторов нефти и воды, а также скорости их притекания к источнику, буровой скважине и т. д. Ею же определяются влаго- и газоёмкость горной породы и их водо- и газопроницаемость. Вмагматических Горные породы количество газовых пустот может достигать 60—80% (пемзы и пемзовые туфы). В осадочных горных породах поры создаются в момент осадкообразования (межзерновые поры) и могут закрываться или сохраняться при цементации. Большое количество пор возникает при накоплении пористых зёрен (раковины радиолярий и диатомовых). Метаморфические горные породы обычно бедны порами и имеют только трещины, вызываемые охлаждением горной породы С пористостью и минеральным составом тесно связана плотность горной породы, которая в породах, лишённых пористости, определяется слагающими их минералами. Рудные минералы имеют высокую плотность (до 5000 кг/м3 у пирита и 7570 кг/м3 у галенита); меньшая плотность характерна для минералов осадочных пород (например, каменная соль имеет плотность 2100 кг/м3). Плотность горной породы из-за пористости может сильно отличаться от плотности слагающих её минералов. Так, пемзовые туфы Армении имеют плотность около 800—900 кг/м3, граниты, мраморы, плотные известняки и песчаники — около 2600 кг/м3. Плотность горной породы легко рассчитывается по минеральному составу и пористости; возможны и очень полезны обратные расчёты. Такие свойства горной породы, как теплоёмкость, коэффициент объёмного теплового расширения и др. определяются в первую очередь минеральным составом, прочностные же и упругие свойства горной породы, их теплопроводность и электропроводность зависят главным образом от строения пород и особенно сил связей между зёрнами. Так, наличие преимущественной ориентировки зёрен приводит к анизотропии свойств. В создании анизотропии свойств может участвовать также ориентированная трещиноватость. Свойства горной породы, определённые вдоль и поперёк слоистости или прожилковатости, как правило, отличаются друг от друга. При этом модуль Юнга, предел прочности на растяжение, теплопроводность, электрическая проводимость, диэлектрическая и магнитная проницаемости больше вдоль слоистости, а предел прочности на сжатие — поперёк слоистости. У мелкозернистых горных пород прочностные свойства выше, а у крупнозернистых ниже. Особенно высокие значения предела прочности на сжатие имеют мелкозернистые породы с волокнистым строением (например, нефрит до 500Мн/м2). Низкий предел прочности на сжатие имеют многие осадочные породы (каменная соль, гипс и др.). Упругие свойства пород определяют их акустические (скорость распространения, коэффициент преломления, отражения и поглощения упругих волн) и электромагнитные свойства (соответственно скорости распространения, коэффициент поглощения, отражения и преломления электромагнитных волн). Горные породы, как правило, плохие проводники тепла, причём с повышением пористости их теплопроводность ухудшается. Большей теплопроводностью обладают породы, содержащие полупроводники, — графит, железные и полиметаллические руды и т. д. По электропроводности большинство горных пород относится к диэлектрикам и полупроводникам. Магнитные свойства горных пород в первую очередь определяются присутствующими в них ферромагнитными минералами (магнетит, титаномагнетит, гематит, пирротин). Свойства горных породхы зависят также от воздействия механического. (давление), теплового (температура), электрического, магнитного, радиационного (напряжённости) и вещественного (насыщенность жидкостями, газами и т. д.) полей. При насыщении скальных пород водой увеличиваются упругие параметры, теплопроводность, теплоёмкость, электрическая проводимость и диэлектрическая проницаемость; при насыщении водой легко растворимых минералов (галоидные соединения), а также глинистых пород их упругие и прочностные показатели уменьшаются. Изменение свойств пород под воздействием давления вызвано уплотнением пород, смятием пор, увеличением площади контакта зёрен. С увеличением давления обычно возрастают электропроводность, теплопроводность, прочность и т. д. Повышение температуры снижает упругие и прочностные и усиливает пластические характеристики пород, уменьшает теплопроводность, увеличивает теплоёмкость, электропроводность и диэлектрическую проницаемость. Появление внутренних термонапряжений за счёт различного теплового расширения отдельных минералов приводит к возрастанию или к уменьшению упругих и прочностных свойств пород в зависимости от направления результирующих напряжений. Перестройка кристаллической решётки минералов от нагрева (полиморфные превращения и др.) вызывает аномальные точки на графике зависимости свойств от температуры. Так, для кварцитов наблюдается минимальное значение модуля Юнга и максимальное значение коэффициента линейного расширения в точке полиморфного перехода b-кварца в a-кварц (573°C). Воздействие тепла приводит также к спеканию, разложению, плавлению, возгонке, испарению отдельных минералов, что соответственно изменяет свойства пород. Напряжённость и частота электромагнитных полей оказывают наибольшее влияние на электромагнитные и радиоволновые свойства пород. Это обусловлено энергетическим воздействием полей на частицы пород, в результате чего происходит их электрическая и магнитная переориентировка (поляризация и намагничивание), возбуждение электронов и ионов. Так, повышение напряжённости приводит к росту электропроводности, диэлектрической и магнитной проницаемостей. Как объект горных разработок горные породы характеризуются различными технологическими свойствами — крепостью, абразивностью, твёрдостью, буримостью, взрываемостью и т. д. Крепость оценивает сопротивляемость пород механическому разрушению, абразивность — способность пород истирать режущие кромки рабочих механизмов и т. д. С целью выбора рациональных методов и механизмов разрушения применяются различные классификации горных пород по технологическим свойствам (например, в практике горного дела широко применяется классификация Горные породы по крепости, предложенная проф. М. М. Протодьяконовым-старшим). Изучение вещественного состава, физических и физико-химических свойств Горные породы являются основным источником информации в геофизике, геологии (в т. ч. инженерной) и в горном производстве. Физико-химические свойства горных пород. Горные породы представляют собой связанные между собой комплексы различных веществ (минералов) земли и реже несвязанные (сыпучие) тела. Большинство горных пород является телами неоднородными как по химическому и минералогическому составу, так и по строению (структуре) и сложению (текстуре). Различают следующие основные свойства пород. Пористость горных пород — характеризуется наличием пустот (пор), заключённых в горных породах. Благодаря пористости горных пород могут вмещать (за счёт влияния капиллярных сил) жидкости и газы. Как правило не следует относить ёмкость каверн и трещин, характеризующих общую пустотность горных пород (ввиду влияния гравитационных сил). Различают три вида пористости общую (физическую), открытую и эффективную. Общая пористость - объём сообщающихся и изолированных пор — включает поры различных радиусов, формы и степени сообщаемости. Открытая пористость — объём сообщающихся между собой пор, которые заполняются жидким или газообразным флюидом при насыщении породы в вакууме; она меньше общей пористости на объём изолированных пор. Эффективная пористость характеризует часть объёма, которая занята подвижным флюидом (нефтью, газом) при полном насыщении порового пространства этим флюидом; она меньше открытой пористости на объём связанных (остаточных) флюидов. Определяют пористость методом Преображенского, насыщая породы керосином или 3%-ным раствором солёной воды. Пористость определяется по разнице весов сухого и насыщенного образца, отнесённой к объёму образца, умноженному на плотность насыщающей жидкости. Отношение объёма пор к объёму образца даёт искомую величину пористости, её выражают в % или в долях единицы. Величина пористости тесно связана с вещественным составом горных пород. В илах, лёссах она достигает 80%; в осадочных горные породы (известняки, доломиты, песчаники) изменяется от единиц до 35%. Свойства горных пород . Важное свойство горных пород, позволяющее использовать их в качестве облицовочного материала, – декоративность. Имеется в виду эстетическая привлекательность природного камня, в первую очередь его цвет и рисунок. Если говорить об использовании натурального камня в строительстве, то в этом смысле одним из важнейших его свойств является прочность, от которой зависит износостойкость материала. Чем прочнее камень, тем дольше он прослужит. В зависимости от твердости минералов, входящих в состав горной породы и в значительной степени определяющих ее свойства, камни условно делятся на три группы: прочные – кварциты, граниты, габбро; средней прочности – мрамор, известняки, травертины; низкой прочности – рыхлые известняки, туфы. Плотность – это масса единичного объема вещества. От этого показателя зависит вес конструкции: чем выше плотность камня, тем конструкция будет тяжелее. По плотности камни делятся на легкие (плотность до 2200 кг/м3) и тяжелые (плотность более 2200 кг/м3). Плотность зависит от пористости породы и минералов, входящих в ее состав. Пористость камня, который используется в качестве облицовочного материала, является одной из важнейших его характеристик. От пористости зависит водопоглощение и, соответственно, соле и кислотостойкость. А это основные показатели, влияющие на долговечность материала. Кроме того, общая пористость определяет прочность, теплопроводность, полируемость, обрабатываемость, декоративность камня и другие качественные характеристики. С повышением общей пористости снижается прочность и объем камня, ухудшается его полируемость, но уменьшается вес изделия и улучшается его способность к обработке. Другим важным свойством горных пород, связанным с пористостью, является показатель водопоглощения. От него и от минерального состава материала зависит кислото- и солестойкостькамня, а также его морозостойкость. Ведь при замерзании вода в порах увеличивается в объеме на 9%, создавая мощное давление. Вода, проникая в поры материалов, оставляет на них после высыхания концентрированные растворы солей. Из них начинается рост кристаллов, создающих огромное кристаллизационное давление. При высоком водопоглощении и низкой пористости под этим давлением в материале образуются трещины. При высокой пористости камня кристаллизационное давление распределяется равномерно, и новые трещины не образуются (яркий пример – известняк). Кислотостойкость – свойство пород и материалов реагировать с различными кислотами, разрушая или преобразовывая горные породы. Мрамор реагирует на кислоты, в том числе на пищевые (лимонная, уксусная). Мрамор, травертины, известняки и доломиты разрушаются от действия соляной кислоты. Правда, в природе в свободном виде она не встречается, но в городах, где хлориды используют для борьбы со снегом, этот фактор риска значительно возрастает. Все это означает, что в наружной отделке зданий лучше использовать породы, которые не разрушаются под воздействием неблагоприятных факторов и долго сохраняют свой внешний вид, гранит и известняк. Известняк хорош для цокольных конструкций. Недаром во всех крупных городах, стоящих в долинах рек и имеющих многовековую историю (Лондон, Париж, Кельн, Москва), все цоколи зданий сложены из известняка. В Москве, кстати, из известняка сложен цоколь стен и башен Московского Кремля. Для цоколя можно использовать и гранит, но в этом случае движение солей пойдет по кладочным швам. Значения основных характеристик пород находятся в следующих значениях: плотность 1100-4700 кг/м3; модуль продольной упругости 5•109-1,5•1011 Па; коэффициент Пуассона 0,15-0,38; предел прочности при сжатии до 5•108 Па; предел прочности при растяжении до 2,0•107 Па; коэффициент теплопроводности 0,2-10 Вт/(м•К); удельная теплоёмкость 0,5-1,5 кДж/кг•К; коэффициент линейного теплового расширения 2•10-6-4•10-4К-1; удельное электрическое сопротивление 10-2-1012 Ом•м; относительная диэлектрическая проницаемость 2-30; магнитная восприимчивость 10-7- 3,0. Классификация пород по степени истираемости Группа истира-емости Породы и материалы Натуральный износ при интенсивности человекопотока 1 млн. чел. в год (мм) 1 Кварциты и породы группы гранита менее 0,12 2 Базальты, микрокристаллический мрамор 0,12-0,35 3 Рыхлые базальты, мрамор, песчаники, доломиты 0,35-0,6 4 Мраморизованные известняки, травертины, известняки, туфы 0,6-1,5 5 Рыхлые известняки 1,5-2,5 Основные способы разрушения горных пород. В настоящее время известны механические, физико-химические, термические, термомеханические и др. способы разрушения горных пород (способы бурения) – всего несколько десятков. При механических способах в породах создаются напряжения, превышающие предел их прочности. При термических способах разрушение пород происходит за счет возникновения в них термических напряжений и различного рода эффектов (дегидратация, диссоциация, плавление, испарение и т. д.). При термомеханических способах тепловое воздействие осуществляется целенаправленно для предварительного снижения сопротивляемости породы последующему механическому разрушению. Химические (физико-химические) способы разрушения пород предусматривают использование высокоактивного химического вещества. При механическом способе разрушения в породе создаются очень значительные местные напряжения, приводящие к ее разрушению. При бурении породы разрушаются в основном за счет сжатия и скалывания. Механический способ бурения представлен двумя главнейшими видами: ударным и вращательным бурением. При ударном бурении порода разрушается под действием ударов буровыми клиновыми наконечниками, называемыми долотами; при вращательном бурении порода срезается или раздавливается и истирается в забое специальными режущими и дробящими долотами или резцами коронок. Ударное бурение, в свою очередь, разделяется на штанговое и канатное. В первом случае буровые наконечники опускаются в скважину и приводятся в действие металлическими стержнями – штангами, во втором случае – канатом. Ударное бурение на штангах может производиться с промывкой забоя скважины или без промывки. Разрушение породы при ударном бурении осуществляется по всей площади поперечного сечения скважины; такой способ бурения называется бурением сплошным забоем. При механическом вращательном бурении резанием к породоразрушающему инструменту (алмазные, твердосплавные коронки, долота) прикладывают крутящий момент и усилие подачи. Мощность, передаваемая породоразрушающему инструменту, возрастает с увеличением частоты вращения бурового снаряда, осевой нагрузки и сопротивления породы разрушению. Граничными условиями являются: прочность коронок, колонковых и бурильных труб, с одной стороны, и физико-механические свойства пород – с другой. При бурении резанием с наложением ударов (ударно-вращательное бурение) к породоразрушающему инструменту приложены усилие подачи, крутящий момент и ударные импульсы определенной частоты и силы. При создании колебаний породоразрушающего инструмента породе передается дополнительная удельная энергия, а процесс разрушения породы сопровождается образованием более крупных частиц, что приводит к уменьшению энергоемкости процесса. Изменяя частоту и силу ударов, статическое усилие подачи и окружную скорость, можно в широком диапазоне менять характер воздействия резцов на породу. Для создания ударных импульсов могут быть использованы устройства, работающие в инфразвуковом (<20 Гц), звуковом (20–20 000 Гц) и ультразвуковом (>20 000 Гц) диапазонах частот. Ударные нагрузки возникают при бурении шарошечными долотами (бурение дроблением и скалыванием). Генераторами инфразвуковых колебаний в настоящее время являются гидроударные и пневмоударные машины. Звуковые и ультразвуковые колебания инструмента создаются магнитострикторами и орбитальными осцилляторами, а также высокочастотными гидроударными машинами. Бездолотные способы разрушения горных пород связаны с использованием энергии взрыва (взрывное бурение), кавитационной эрозии (имплозионное бурение), энергии удара стальных шариков о породу (шароструйное бурение), энергии струи жидкости (гидромониторное и гидроэрозионное бурение). При взрывном бурении компоненты, образующие взрывчатую смесь, в капсулах доставляются на забой, где при ударе происходит их смешение. Они могут подаваться на забой и раздельно по трубопроводам; там они смешиваются и взрываются. При электрогидравлическом бурении электрический разряд в жидкости образует кавитационные полости, при заполнении которых происходит гидравлический удар, или проходит непосредственно через породу благодаря заполнению скважины диэлектрической жидкостью. При имплозионном бурении в скважину подают герметически закрытые капсулы, из которых предварительно удален воздух. В момент разбивания капсул о забой происходит интенсивное смыкание вакуумной полости. Жидкость, окружающая вакуумную полость, под воздействием гидростатического давления приобретает большую скорость, и порода разрушается под действием импульсов высоких давлений. Гидромониторное и гидроэрозионное бурение. Энергия высоконапорных струй жидкости может использоваться для разрушения породы в комбинации с резцовыми или шарошечными долотами или самостоятельно. Добавление в рабочую жидкость абразивных частиц повышает эффективность разрушения породы при тех же давлениях. При соответствующей конструкции гидромониторных насадок можно получить эффект кавитации струи промывочной жидкости непосредственно на забое скважины. Создан инструмент для гидравлического бурения гидрогеологических скважин в мягких породах. При диаметре труб 250–300 мм подается 58–80 м3/ч жидкости под давлением 1–3 МПа. Жидкость с большой скоростью истекает из сопел конусной головки и размывает грунт. Лабораторные опыты, проводившиеся со струями при давлении 70–100 МПа, показали способность воды разрушать и твердые горные породы. Эффективно также разрушение пород прерывистой импульсной струей, выбрасываемой из сопла отдельными порциями при давлениях 300–500 МПа. При эрозионном гидромониторном бурении порода разрушается струей жидкости, вытекающей из гидромониторных насадок при перепаде давления около 35 МПа со скоростью не менее 200 м/с и содержащей абразивный материал (кварцевый песок, стальную дробь) в концентрации 5–15 % по объему. При термическом разрушении пород их нагрев осуществляется путем передачи им непосредственно тепловой энергии (прямой нагрев) или электромагнитной и лучевой энергии (косвенный нагрев). Методы с прямым нагревом породы: огнеструйный (воздействие на породу тепла сгорающего топлива и усилия газового потока); плазменный (передача воздействия тепла от плазмы, возникающей при прохождении электрического тока через газы); плазменно-огнеструйный (передача тепла от плазмы, возникающей при прохождении электрического тока через пары топлива); электродуговой (передача тепла от электрической дуги); электронагревательный (нагрев за счет тепла, образующегося при преобразовании в снаряде электрической энергии в тепловую); атомный (использование тепла, выделяемого в атомных реакторах); циклический (воздействие тепла и холода). Методы с косвенным нагревом породы: электротермический (разрушение породы в результате диэлектрического нагревания с использованием токов низкой, высокой и сверхвысокой частоты); электроиндукционный (нагрев с помощью высокочастотных магнитных полей); лазерный (нагрев и разрушение породы за счет передачи ей лучевой энергии); электронно-лучевой (путем воздействия на породу потоков электронов). Огнеструйное бурение – способ разрушения пород путем их нагрева посредством сжигания химического топлива (керосин, спирт, бензин, мазут, соляровое масло, природный газ) в среде окислителя (кислород, воздух, азотная кислота) в реактивной горелке. При этом на породу действует газовая струя, выходящая из сопла горелки со сверхзвуковой скоростью. Термическое бурение применяется в промышленных масштабах при открытых работах. В качестве горючего используют керосин или соляровое масло, окислителем служит кислород. Горелка охлаждается водой. Ручные термобуры позволяют бурить шпуры глубиной до 1,5–2 м, а с помощью станков для термического бурения можно бурить скважины глубиной 8–50 м и диаметром 160–250 мм. Плазменное бурение представляет собой нагрев пород с помощью плазменных генераторов. При этом получается очень высокая концентрация энергии на единицу объема породы. Плазма возникает в плазменных генераторах (плазмотронах) при прохождении электрического тока через газы (воздух, кислород, водород, аргон, гелий, неон, водяной пар, метан, пропан). При бурении используются температуры нагрева 2000–2500 °С. При термодинамическом бурении в газовый поток добавляется твердая фаза (например кварцевый песок) через специальную насадку на срезе сопла Лаваля, что приводит к интенсификации теплообмена газового потока и породы. Электродуговое бурение основано на локальном нагревании породы электрической дугой постоянного и переменного тока промышленной частоты за счет выделения тепла дуги и передачи его породе, а также за счет тепла, выделяющегося при прохождении тока через локальные участки породы. Электрическая дуга создает температуру от 5500 до 16 700 °С и при достаточной энергонапряженности способна расплавить любую породу. При термодетонационном бурении горение топлива происходит с большими скоростями и сопровождается образованием детонационных волн. При этом давление фронта волны достигает очень высоких значений. Регулируя частоту импульсов, можно изменять соотношение между механической и тепловой энергией, затрачиваемой на разрушение пород. Импульсное воздействие факела на породу приводит к возникновению в ней знакопеременных нагрузок и к увеличению теплоотдачи от факела к забою. При электронагревательном бурении тепловая энергия преобразуется из электрической в буровом снаряде или в теплоносителе, которым может быть как твердое (например буровой инструмент), так и жидкое тело (например, расплавленные породы и минералы). Разрушение породы в основном происходит за счет ее плавления. Атомное бурение является разновидностью нагревательного способа бурения. Используется тепло, выделяемое атомным реактором. Циклическое бурение предусматривает периодичность воздействия на забой горячих и холодных агентов. Бурение с помощью лучевой энергии – способ разрушения породы с помощью оптических квантовых генераторов (лазеров), которые излучают электромагнитные волны определенной длины с очень слабо расходящимся пучком, что дает возможность не только термически разрушать породы, но даже расплавлять или испарять их. Электронно-лучевой способ разрушения пород основан на ускорении движения электронов между катодом и анодом при напряжениях от 5 до 150 кВ. Электроны, эмиссированные с катода, фокусируются на забое при помощи смещающего напряжения, а также электростатических и электромагнитных линз. При термомеханическом способе бурения тепловая энергия используется для снижения сопротивляемости пород последующему механическому разрушению. Это качественно новый процесс, характеризующийся большей эффективностью показателей термического и механического способов разрушения породы в отдельности. Введенная в породу тепловая энергия распространяется в очень тонком слое, что обусловливает малые значения энергоемкости процесса разрушения, который носит объемный характер. Разрушение пород при термомеханическом бурении облегчается за счет различных величин коэффициента теплового расширения составных частей минералов, неравномерного их нагрева, давления пара в водосодержащих породах, разности температур на забое и в массиве. Релаксация термических напряжений, даже в течение небольшого времени (с момента окончания термического воздействия до приложения механической нагрузки – более 1–2 с), приводит к существенному снижению или прекращению эффекта. Наиболее часто в практике геолого-разведочных работ применяется механическое вращательное бурение. Механическое вращательное бурение разделяется на собственно вращательное (роторное, станки с подвижным вращателем) бурение, при котором бурение ведется главным образом сплошным забоем, и вращательное колонковое, при котором порода забоя разрушается по кольцу пустотелым цилиндром – коронкой, внутри которой остается неразрушенный столбик или колонка породы (керн); вот почему этот вид бурения называется колонковым. Вращательное бурение делится на бурение с двигателем на поверхности, от которого вращение буровому инструменту (наконечнику) передается штангами – бурильными трубами, и на бурение с забойными двигателями, когда последние опускаются на трубах, непосредственно за породоразрушающим инструментом. Забойными двигателями могут быть: турбобур, электробур, гидровибратор и пр. а – тип М; б – тип Т; в – тип С; г – тип К При колонковом бурении для разрушения породы применяются алмазы и твердые сплавы, закрепляемые в коронки, и дробь, засыпаемая на забой под коронку. Различают бурение алмазное, твердыми сплавами и дробовое. В колонковом бурении возможно также применение гидроперфоратора, при помощи которого разрушение породы производится частыми ударами по коронке, вооруженной резцами из твердых сплавов, с одновременным вращением коронки. Это – комбинированный способ разрушения породы на забое. Вращательное, в том числе и колонковое бурение обычно ведется с промывкой забоя. При этом продукты разрушения породы (шлам) выносятся на поверхность восходящим потоком жидкости. При ударном канатном бурении очистка забоя производится специальным инструментом – желонкой – уже после того, как порода разрушена долотом. Для проходки неглубоких скважин применяется вибробурение – углубление скважины путем уплотнения породы под действием осевых и вибрационных нагрузок. Наконец, по виду применяемой энергии различают бурение ручное и бурение механическое. Основные физико-механические свойства горных пород, влияющие на процесс бурения – их упругие и пластические свойства, твердость, абразивность и сплошность. Упругие свойства горных пород. Все горные породы под воздействием внешних нагрузок претерпевают деформации, исчезающие после удаления нагрузки или остающиеся. Первые из них называются упругими деформациями, а вторые пластическими. Большинство породообразующих минералов - тела упруго хрупкие, т. е. они подчиняются закону Гука и разрушаются, когда напряжения достигают предела упругости. Горные породы также относятся к упруго хрупким телам, но в отличие от минералов они подчиняются закону Гука только при динамическом приложении нагрузки. Упругие свойства горных пород характеризуются модулем упругости (модуль Юнга) и коэффициентом Пуассона. Модуль упругости горных пород зависит от их минералогического состава, вида нагружения и величины приложенной нагрузки, от структуры, текстуры и глубины залегания пород, от состава и строения цементирующего вещества у обломочных пород, от степени влажности, песчаности и карбонатности пород. Пластические свойства горных пород (пластичность). Разрушению некоторых пород предшествует пластическая деформация. Она начинается, как только напряжения в породе превысят предел упругости. Пластичность зависит от минералогического состава горных пород и уменьшается с увеличением содержания кварца, полевого шпата и некоторых других минералов. Высокими пластическими свойствами обладают глины и некоторые породы, содержащие соли. При определенных условиях некоторые горные породы подвержены ползучести. Ползучесть проявляется в постоянном росте деформации при неизменном напряжении. Значительной ползучестью характеризуются глины, глинистые сланцы, соляные породы, аргиллиты, некоторые разновидности известняков. Твердость горных пород. Под твердостью горной породы понимается ее способность оказывать сопротивление проникновению в нее (внедрению) породоразрушающего инструмента. В геологии большое распространение имеет шкала твердости минералов Мооса, по которой условную твердость минералов определяют методом царапания; по этой шкале твердость характеризуется отвлеченным числом (номером). На основании многочисленных исследований Л.А.Шрейнер предложил классификацию горных пород, выгодно отличающуюся от шкалы твердости Мооса тем, что она наиболее полно учитывает основные физико-механические свойства горных пород, влияющих на процесс бурения. К I группе относятся породы, не дающие общего хрупкого разрушения (слабо сцементированные пески, суглинки, известняк-ракушечник, мергели, глины с частыми прослоями песчаников, мергелей и т. п.). Ко II группе относятся упругопластичные породы (сланцы, доломитизированные известняки, крепкие ангидриты, доломиты, конгломераты на кремнистом цементе, кварцево-карбонатные породы и т. п.). К III группе относятся упругохрупкие, в основном изверженные и метаморфические породы. Абразивность горных пород. Под абразивностью горной породы понимается ее способность изнашивать контактирующий с ней породоразрушающий инструмент в процессе их взаимодействия. Абразивность пород проявляется в процессе изнашивания (преимущественно механического) и является его характеристикой. Поэтому показатели абразивности можно рассматривать как показатели механических свойств горных пород. Абразивность горной породы, как и любой другой показатель механических свойств, отражает ее поведение в конкретных условиях испытания или работы. Понятие об абразивной способности тесно связано с понятием о внешнем трении и износе. Абразивные свойства горных пород изучены слабо. На величину трения существенное влияние оказывает среда. Коэффициент трения о породу, поверхность которой смочена глинистым раствором, меньше, чем тот же коэффициент при трении о породу, смоченную водой, и значительно ниже, чем коэффициент трения о сухую породу. Твердость горной породы, размер и форма зерен, образующих породу, существенно влияют на коэффициент внешнего трения. Коэффициент трения о породу с более высокой твердостью при прочих равных условиях обычно более высокий, чем о породу с меньшей твердостью. Это объясняется тем, что абразивные зерна из такой породы выламываются трудней, а разрушающий инструмент царапается зернами этой же породы более интенсивно. По этим же причинам коэффициент внешнего трения выше при трении о мелкозернистые породы с остроконечными зернами, чем при трении о крупнозернистую породу со скатанными зернами. Среди горных пород наибольшей абразивностью обладают кварцевые и полевошпатовые песчаники и алевролиты (сцементированные обломочные породы с обломочными зернами размером от 0,01 до 0,1 мм). В настоящее время разработано несколько классификаций по абразивности горных пород. Сплошность горных пород. Понятие «сплошность горных пород» предложено для оценки структурного состояния горных пород, которые, исходя из степени пригодности внутриструктурных нарушений (трещин, пор, поверхностей рыхлого контакта зерен и т. д.), передают внутрь породы давления внешней жидкостной или газовой среды. Разделяют четыре категории сплошности: к первой категории сплошности относятся породы, внутрь которых может проникнуть исходный глинистый раствор; ко второй – породы, внутрь которых проникает не только жидкость, но и твердые (глинистые) частицы; к третьей – породы, внутрь которых передается давление только маловязкой жидкости (типа воды); к четвертой – породы, внутрь которых внешнее гидравлическое давление не передается. Основной вид деформации, под действием которой породы в процессе бурения разрушаются, – вдавливание. Рассмотрим явления, происходящие в породе при действии постепенно возрастающей местной нагрузки, передающейся через штамп. Первоначально порода уплотняется в непосредственной близости от площадки контакта. Затем, когда нагрузка достигает некоторого критического значения, в породе образуется конусообразная трещина, вершина которой обращена к вдавливаемому телу. При дальнейшем увеличении нагрузки трещина продолжает развиваться в глубину; при этом образуется система хаотически расположенных трещин, порода в вершине конуса раздавливается в порошок, передающий давление во все стороны. Под влиянием этого давления порода продолжает разрушаться до образования лунки. Описанный процесс внедрения штампа составляет один полный цикл разрушения. При дальнейшем нагружении штампа процесс во всех трех фазах повторяется. Такая цикличность разрушения свойственна хрупким, прочным горным породам. В хрупких, но менее прочных горных породах разрушение также носит цикличный, но менее скачкообразный характер. Разрушение малопрочных пород носит плавный характер. Рассмотрим действие динамического вдавливания (ударов) на породу. Исследованиями установлено, что в результате ударов горные породы могут разрушаться при напряжениях, меньших, чем критические, соответствующих пределу прочности. Сам механизм разрушения аналогичен описанному выше. Число ударов по одному и тому же месту может быть значительным. С увеличением силы удара число их уменьшается, и при некотором значении силы разрушение наступает после первого же удара. Таким образом, горная порода может разрушаться как при действии статических, так и динамических нагрузок. Сила удара в процессе динамического разрушения зависит от нагрузки и скорости ее приложения. Эффект разрушения в значительной мере зависит от формы твердого тела, которым разрушают горную породу. Все эти и некоторые другие факторы оказывают влияние на объемную работу разрушения. Удельная контактная работа определяется отношением полной работы к площади контакта разрушающего инструмента: Объемная работа разрушения при динамическом вдавливании в несколько раз выше, чем при статическом. Порода, составляющая поверхность забоя и подлежащая разрушению, находится в условиях неравномерного всестороннего сжатия, создаваемого давлением столба бурового раствора, заполняющего скважину, и боковым давлением горных пород. Сама поверхность забоя неоднородна и не представляет гладкую поверхность: отдельные частицы породы возвышаются над общим уровнем поверхности. При действии разрушающего инструмента на породу эти частицы первыми воспринимают давление и передают его другим соседним частицам. Некоторые из них дробятся, другие выламываются, третьи почти прямолинейно проталкиваются в направлении движения разрушающего инструмента. При бурении нефтяных и газовых скважин основным инструментом, при помощи которого разрушается горная порода, является долото. Долото проникает в породу и разрушает ее вследствие перемещения: 1) поступательного сверху вниз под действием нагрузки на долото, создаваемой массой нижней части колонны бурильных труб (эта нагрузка называется осевой нагрузкой); 2) вращательного, осуществляемого гидравлическим забойным двигателем, электробуром или ротором посредством бурильных труб. Горная порода разрушается долотом посредством резания, скалывания или дробления. При резании осевая нагрузка действует непрерывно и ее можно считать статической. В процессе скалывания и дробления приложенное усилие действует на забой прерывно, что вызывает дополнительные динамические нагрузки на забой (удары). Резание может осуществляться лопастными долотами. Скалывание происходит при использовании лопастных или шарошечных долот. Дробление может осуществляться только шарошечными долотами. Алмазные долота разрушают породу путем истирания и резания. Наибольшее распространение получили шарошечные долота, которые используют при бурении пород различной твердости (от мягких до самых крепких). Рассмотрим процесс разрушения забоя скважины шарошечным долотом. Работа долот протекает в растворе или газе (в том случае, если в качестве бурового раствора применяется воздух или природный газ), содержащих обломки выбуренной породы. Шарошки долот вращаются вокруг своей оси и вокруг оси вращения бурильных труб (при роторном бурении) или вала гидравлического забойного двигателя (электробура). Вращаясь вокруг своих осей, шарошки попеременно упираются в забой то одним, то двумя зубьями. Иначе говоря, шарошка при своем вращении то поднимается, то опускается, производя при этом частые удары по забою. Благодаря такому характеру перемещения зубья шарошки оказывают на породу не только статическое, но и динамическое воздействие. В зависимости от формы шарошек и положения их осей относительно оси долота происходит или чистое дробление, или дробление со скалыванием. Интенсивность проскальзывания зубьев для данного шарошечного долота оценивают коэффициентом скольжения, который равен отношению суммы площадей, описываемых за один оборот долота кромками зубьев, скользящих по породе, к площади забоя скважины. В том случае, когда образующие конуса шарошки будут лежать на мгновенной оси вращения и, следовательно, пересекаться на оси долота, коэффициент скольжения равен нулю. Буровой раствор, подаваемый на забой скважины через отверстия в долоте, должен обеспечить очистку шарошек долота, вынос разбуренной породы, охлаждение долота и очистку забоя, исключающую вторичное дробление породы долотом. Увеличение гидравлической мощности, превращаемой в промывочных отверстиях долота в кинематическую энергию струи жидкости, ведет к увеличению проходки на долото и механической скорости бурения. Гидростатическое давление столба бурового раствора уменьшает механическую скорость бурения, так как оно стремится удерживать частицы породы на первоначальном месте и тем самым помогает породе сопротивляться разрушению. Осложнением при бурении называют такую ненормальную ситуацию в скважине, при которой дальнейшая ее проходка становится невозможной, либо бурение продолжается, но резко снижается его производительность. Аварии и осложнения требуют для их ликвидации больших затрат времени и средств, поэтому буровой персонал должен знать причины возникновения и основные мероприятия по предупреждению и ликвидации аварий и осложнений при бурении скважин В процессе проводки скважины возможны разного рода осложнения, в частности: обвалы пород, поглощения промывочной жидкости, нефте-, газо- и водопроявления, прихваты бурильного инструмента, аварии, искривление скважин. Обвалы пород возникают вследствие их неустойчивости (трещиноватости, склонности разбухать под влиянием воды). Характерными признаками обвалов являются: 1. значительное повышение давления на выкиде буровых насосов; 2. резкое повышение вязкости промывочной жидкости; 3. вынос ею большого количества обломков обвалившихся пород и т.п. Поглощение промывочной жидкости - явление, при котором жидкость, закачиваемая в скважину, частично или полностью поглощается пластом. Обычно это происходит при прохождении пластов с большой пористостью и проницаемостью, когда пластовое давление оказывается меньше давления столба промывочной жидкости в скважине. Интенсивность поглощения может быть от слабой до катастрофической, когда выход жидкости на поверхность полностью прекращается. Для предупреждения поглощения применяют следующие методы: 1. промывка облегченными жидкостями; 2. ликвидация поглощения закупоркой каналов, поглощающих жидкость (за счет добавок в нее инертных наполнителей - асбеста, слюды, рисовой шелухи, молотого торфа, древесных опилок, целлофана; заливки быстросхватывающихся смесей и т.д.); 3. повышение структурно-механических свойств промывочной жидкости (добавкой жидкого стекла, поваренной соли, извести и т.п.). Газо-, нефте- и водопроявления имеют место при проводке скважин через пласты с относительно высоким давлением, превышающим давление промывочной жидкости. Под действием напора воды происходит ее перелив или фонтанирование, а под действием напора нефти или газа - непрерывное фонтанирование или периодические выбросы. К мероприятиям, позволяющим избежать газо-, нефте- и водопроявлений, относятся: 1. правильный выбор плотности промывочной жидкости; 2. предотвращение понижения ее уровня при подъеме колонны бурильных труб и при поглощении жидкости. Прихваты бурильного инструмента возникают по следующим причинам: 1. образование на стенках скважины толстой и липкой корки, к которой прилипает бурильный инструмент, находящийся без движения; 2. заклинивание бурильного инструмента в суженных частях ствола или при резких искривлениях скважины, при обвалах неустойчивых пород, при осаждении разбуренной породы в случае прекращения циркуляции. Ликвидация прихватов - сложная и трудоемкая операция. Поэтому необходимо принимать все возможные меры, чтобы их избежать. Аварии, возникающие при бурении, можно разделить на четыре группы: 1. аварии с долотами (отвинчивание долота при спуске инструмента вследствие недостаточного его закрепления, слом долота в результате перегрузки и т.д.); 2. аварии с бурильными трубами и замками (слом трубы по телу; срыв резьбы труб, замков и переводников и т.д.); 3. аварии с забойными двигателями (отвинчивание; слом вала или корпуса и т.д.); 4. аварии с обсадными колоннами (их смятие; разрушение резьбовых соединений; падение отдельных секций труб в скважину и т.д.). Для ликвидации аварий применяют специальные ловильные инструменты: шлипс, колокол, метчик, магнитный фрезер, паук и другие. Однако лучше всего предотвращать аварии, строго соблюдая правила эксплуатации оборудования, своевременно осуществляя его дефектоскопию, профилактику и замену. При бурении вертикальных скважин вращательным способом часто встречается самопроизвольное искривление скважин, т.е. отклонение их ствола от вертикального. Искривление вертикальных скважин влечет за собой ряд проблем: нарушение запланированной сетки разработки нефтяных и газовых месторождений, повышенный износ бурильных труб, ухудшение качества изоляционных работ, невозможность использования штанговых насосов при эксплуатации скважин и т.д. Причинами искривления скважин являются геологические, технические и технологические факторы. К геологическим - относятся наличие в разрезе скважин крутопадающих пластов; частая смена пород различной твердости; наличие в породах, через которые проходит скважина, трещин и каверн. Техническими факторами, способствующими искривлению скважин, являются несовпадение оси буровой вышки с центром ротора и осью скважины; наклонное положение стола ротора; применение искривленных бурильных труб и т.д. К технологическим факторам, обуславливающим искривление скважин, относятся создание чрезмерно высоких осевых нагрузок на долото; несоответствие типа долота, количества и качества промывочной жидкости характеру проходимых пород. В соответствии с перечисленными факторами принимаются меры по предотвращению искривления скважин. В сложных геологических условиях применяется особая компоновка низа бурильной колонны, включающая калибраторы и центраторы. Кроме того, необходимо: • монтаж оборудования проводить в соответствии с техническими условиями; • тип долота выбирать соответственно типу пород; • снижать нагрузку на долото и т.д. Целостность (устойчивость) стенок скважины зависит от следующих факторов: Геологических: напряженного состояния пород в нетронутом массиве; строения, структурных связей и литофациальных особенностей горных пород; физико-механических свойств, в том числе пористости, проницаемости, влажности, прочностных и пластических характеристик горных пород; содержания флюида (пластовых вод, газа, нефти); характера и условий залегания пород (угла напластования, степени дефектности, неоднородности, трещиноватости, слоистости, перемятости); наличия других геологических факторов (тектонических сил; нарушений; аномально высоких пластовых давлений, приводящих к выбросам и горным ударам). Раздел 3 Основы тектоники Тема 3.1. Тектонические движения Земной коры. Влияние тектонических движений на формы рельефа. Тектонические движения – это любые механические перемещения внутри земной коры, которые приводят к изменению ее строения. Земная кора постоянно находится в движении, причем в современной геологии выделяют два основных типа тектонических движений: эпейрогенические (или колебательные) и орогенические (складчатые). Эпейрогенические движения – медленные вековые поднятия и опускания земной коры, не вызывающие изменения первичного залегания пластов. Эти вертикальные движения имеют колебательный характер и обратимы, т.е. поднятие может сменится опусканием. Среди этих движений различают: - Современные, которые зафиксированы в памяти человека и их можно измерить инструментально путем проведения повторного нивелирования. Скорость современных колебательных движений в среднем не превышает 1-2 см/год, а в горных районах она может достигать и 20 см/год. - Неотектонические движения – это движения за неоген-четвертичное время (25 млн. лет). Принципиально они ничем не отличаются от современных. Неотектонические движения зафиксированы в современном рельефе и главный метод их изучения – геоморфологический. Скорость их движения на порядок меньше, в горных районах – 1 см/год; на равнинах – 1 мм/год. - Древние медленные вертикальные движения зафиксированы в разрезах осадочных пород. Причем мощность накопившихся осадков рассматривается как мера тектонического опускания за время накопления осадка, а сама слоистость и их ритмичность – показатели колебательных движений. Скорость древних колебательных движений по оценке ученых меньше 0.001 мм/год. Орогенические движения происходят в двух направлениях – горизонтальном и вертикальном. Первое приводит к смятию пород и образованию складок и надвигов, т.е. к сокращению земной поверхности. Вертикальные движения приводят к поднятию области проявления складкобразования и возникновению нередко горных сооружений. Орогенические движения протекают значительно быстрее, чем колебательные. Они сопровождаются активными эффузивным и интрузивным магматизмом, а также метаморфизмом. В последние десятилетия эти движения объясняют столкновением крупных литосферных плит, которые перемещаются в горизонтальном направлении по астеносферному слою верхней мантии. Тектонические движения - движения земной коры, вызванные процессами проходящими в ее недрах. Основной причиной тектонических движений считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией ее вещества в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астепосферы. Вертикальные тектонические движения. Любой участок земной поверхности с течением времени неоднократно испытывал восходящие и нисходящие тектонические движения. Имеются данные о погружении обширных районов дна в юго-западной части Тихого океана. Однако колебания уровня моря нельзя связывать с локальными по площади поднятиями. Существуют другие доказательства вертикальных тектонических смещений. Изменение характера осадконакопления. Трансгрессия (наступление) моря, начавшаяся вследствие погружения суши, приводит к накоплению морских осадков на эрозионной поверхности Земли. Регрессия (отступление) отражается в смене морского осадконакопления континентальным или же просто прекращением морского осадконакопления с последующей эрозией. В стратиграфических разрезах запечатлено множество событий такого рода. Многократно море заливало целые области, затем покидало их, а спустя некоторое время снова покрывало водой. Максимальная амплитуда вертикальных тектонических движений отражена в максимальной мощности морских отложений на погружавшихся участках земной поверхности, может достигать 20 км.и более. Крутопадающие сбросы со смещением по падению сбрасывателя. Любые разрывы со смещением слоев по падению или восстанию по плоскости сбрасывателя свидетельствуют о вертикальных тектонических смещениях. Они относительны: вверх? вниз? и т.д. Максимальное относительное смещение по одной плоскости может достигать 1 км. Поднятия. Морские отложения часто можно обнаружить высоко в горах. Они накапливались первоначально ниже уровня моря, но позже были подняты на большую высоту. Амплитуда подъема в ряде случаев может достигать 10 км. Метаморфизм. На поверхности Земли широко распространены метаморфозы породы, которые были перекристаллизированы при давлениях до 10 кбар и более. Такие давления достигаются на глубинах до 20 - 30 км, характерных для пород глацкофанлавсаней-сланцевой фации. Степень перекристаллизации этих пород, свидетельствует о том, что в процессе геологической истории эрозией была уничтожена мощная перекрывавшая их толща отложений, а амплитуда поднятия составляет 20-30 км. Поднятия могут происходить с деформацией или без деформации слоев. Например, в области современного плато Колорадо, где в PZ и MZ происходит спокойное осадконакопление, воздымание произошло в раннем Z и не сопровождалось занятной деформацией слоев (в районе Большого Каньона залегают совершенно горизонтально). А докембрийский щит Западной Австралии был поднят вдоль разлома на западной окраине континента; этому разлому в рельефе поверхности соответствует уступ. В некоторых случаях перемещения могут обусловливаться стремлением к изостатическому равновесию. Если, например, эрозией уничтожается часть тел создающих нагрузку в горном хребте, остаток хребта воздымается, а если на морском дне отлагаются осадки, оно может прогибаться под их тяжестью. Горизонтальные тектонические движения. Проявляются в двух видах: сжатия и растяжения. Сжатия. Собранные в складки осадочные слои указывают на уменьшение горизонтальных расстояний между отдельными точками, происходившие перпендикулярно осям складок. Такое уменьшение предполагает сжатие. Объяснение сжатия основывалось на наблюдающейся потере Землей тепла и возможным ее остыванием, что должно обусловливать сокращение ее объема. Другая гипотеза: складки и покровные структуры могут образовываться под воздействием вертикальных движений и последующего скольжения крупных блоков осадочных пород, начинающих сминаться в складки в ходе этого процесса. То, что определенные сжимающие усилия и уменьшение размеров коры сопровождают образование складчатых горных хребтов(Альпы), представляется очевидным. Растяжение. Под растяжением понимают такой тип тектонических деформаций, преимущественно связанный со взбросами, который характерен для рифтовых долин (рифты –(рифт) - расхождение, зияние - протяженные в сотни и тысячи километров сложные системы грабенов, часто сочетающихся с горстами). Во всех случаях имеется компонент вертикального смещения, связанный с растяжением. При растяжении возникают трещины, через которые на поверхность поступает огромное количество базальтовой магмы, образующей дайки и потоки. Примеры: изменение базальтов в бассейне Параны на юге Бразилии и в соседних странах. На обрамлении бассейна обнажаются тысячи подводящих даек. Средняя ширина их около 50 м, до 100 м и протяженность >1000 км. Исландия, расположенная на гребне Срединно-Атлантического хребта, образована мощными толщами лавовых потоков (1000 даек, протяженность до 53 км). Подобная картина растяжения и образования сбросов, по-видимому, типична для срединно-океанических хребтов. Основные тектонические структуры и этапы их развития. Тектонические структуры - Это большие участки земной коры, ограниченные глубинными разломами. Строение и движения земной коры изучает геологическая наука тектоника. Геологические тела, типичные формы залегания горных пород различного возраста и состава, повторяющиеся в разных регионах и созданные тектоническими силами. Тектонические структуры изучаются геологическим картографированием, геофизическими методами, особенно сейсморазведкой, а также бурением. Тектонические структуры как структурные формы изучаются и классифицируются структурной геологией, исследующей преимущественно малые и средние формы (ок. 10 км в поперечнике), и тектоникой, изучающей крупные (св. 100 км) формы. Первые называют тектоническими нарушениями, или дислокациями, разных типов (складчатые, инъективные и разрывные). Ко вторым относятся антиклинории и синклинории в пределах складчатых областей, антеклизы, синеклизы и авлакогены в пределах щитов, плит, перикратонных опусканий на платформах; складчатые геосинклинальные пояса, орогены, платформы, континенты, океаны, подводные активные и пассивные окраины континентов, срединно-океанические хребты, океанические плиты, а также глубинные разломы континентов, рифты, трансформные разломы и шарьяжи. Эти наиболее крупные тектонические структуры могут охватывать земную кору и литосферу и получили название глубинных тектонических структур. Крупнейшие тектонические структуры по их значимости можно расположить в следующем порядке. Суперглобальные структуры – имеют площадь в десятки миллионов квадратных километров и протяженность в тысячи километров. Развитие их проходит на протяжении всего геологического этапа истории планеты. Глобальные структуры – занимают площади до десяти и более миллионов квадратных километров, протягиваются на несколько тысяч километров. Время их жизни совпадает с предыдущими структурами. Субглобальные структуры – охватывают несколько миллионов километров квадратных, длина их достигает тысячи километров и более. Время развития превышает один миллиард лет. Помимо названных, выделяются также структуры более мелких порядков. В первую очередь, на основании единства движения, а также сравнительной монолитности, необходимо выделить такие суперглобальные структуры, как литосферные плиты. Принято выделять семь крупнейших плит и от одиннадцати до тринадцати более мелких. Крупнейшими плитами являются Евразийская, Африканская, Северо-Американская, Южно-Американская, Индо-Австралийская, Антарктическая, Тихоокеанская. В числе мелких плит можно назвать Филиппинскую, Аравийскую, Кокос, Наска, Карибскую и др. Во-вторых, важнейшими являются разломные структуры,разделяющие собою литосферные плиты. Среди разломных структур, в первую очередь, выделяются рифты, которые подразделяются на срединно-океанические и континентальные. Срединно-океанические рифты образуют собою глобальную систему, протяженностью более 64 000 км. В качестве примеров континентальных рифтов можно привести величайший на планете Восточно-Африканский, а также Байкальский. Другой разновидностью разломных структур являются трансформные разломы, перпендикулярно рассекающие рифты. По линиям трансформных разломов происходит горизонтальное проскальзывание (сдвиг) прилегающих к ним частей литосферных плит. В пределах участков литосферных плит с материковым строением земной коры, выделяются такие глобальные структуры, как платформы и горно-складчатые области. Тектонические платформы. Платформы – это жесткие, малоподвижные блоки земной коры, прошедшие длительный этап геологического развития, и имеющие трех ярусное строение. Платформы состоят из кристаллического фундамента (базальтовый и гранито-гнейсовый слои) и осадочного чехла. Кристаллический фундамент сложен смятыми в складки слоями метаморфических пород. Вся эта сложно дислоцированная толща во многих местах прорвана интрузиями (преимущественно кислого и среднего состава). По возрасту формирования кристаллического фундамента платформы подразделяются на древние (докембрийские) и молодые (палеозойские и, реже, раннемезозойские). Древние платформы являются ядрами всех материков и занимают их центральную часть. Молодые платформы размещаются на периферии древних или между древними платформами. В составе осадочного чехла господствуют недислоцированные слои шельфовых, лагунных, реже континентальных осадков. В пределах древних платформ, по особенностям геологического строения выделяют такие субглобальные структуры, как щиты и плиты. Щит – участок платформы, где кристаллический фундамент выходит на поверхность (т.е. где нет осадочного слоя). Щиты возникают при тектоническом воздымании территории, в результате которого господствуют процессы денудации. В рельефе щиты обычно представлены плоскогорьями (Бразильский щит), а реже возвышенностями (Донецкий щит). Плиты – это платформы (или их участки) с мощным осадочным слоем. Образование плит связано с тектоническим погружением платформы, и, соответственно, с морской трансгрессией. На поверхности платформ плитным территориям чаще всего соответствуют низменности, а также возвышенности. Литосферные плиты посмтоянно находятся в движении (подробнее о движении плит см. статью). Более мелкие структурные подразделения в пределах осадочного чехла древних платформ представлены суперрегиональными структурами, площадь которых составляет сотни тысяч квадратных километров, а протяженность – до нескольких сот километров. Их развитие происходит во время накопления осадочного чехла и измеряется сотнями миллионов лет. Суперрегиональные структуры подразделяются на региональные, а последние, в свою очередь, на структуры еще более мелких порядков. Среди суперрегиональных структур необходимо назвать антеклизы, синеклизы и моноклинали. Антеклизы – крупнейшие положительные структуры плитных участков с выпуклой формой поверхности фундамента и осадочным чехлом небольшой мощности. Антеклизы формируются в режиме тектоническоговоздымания территории, поэтому на них могут отсутствовать многие горизонты, представленные на соседних отрицательных структурах. В пределах антеклиз можно выделить такие региональные структуры, как массивы и выступы. Массивы являются высшими частями антеклиз, в которых фундамент либо выходит на поверхность, либо перекрывается осадочными породами четвертичного возраста. Выступы – это части массивов, антеклиз, представляющие собой изометричные или вытянутые поднятия фундамента диаметром до 100 км. Иногда выделяют погребенные выступы, над которыми осадочный чехол хотя и имеется, но представлен сильно сокращенным разрезом (по сравнению с окружающими отрицательными структурами). Синеклизы – крупнейшие отрицательные суперрегиональные структуры плитных участков с вогнутой поверхностью фундамента, плоским дном и очень пологими (доли градуса) углами падения слоев на склонах. Синеклизы возникают в режиме тектонического погружения территории, в силу чего характеризуются повышенной мощностью осадочного чехла. Региональными структурами, подобными синеклизам, являются имеющие изометричную форму впадины и линейно вытянутые прогибы. Моноклинали – тектонические структуры с односторонним наклоном слоев, угол падения которых редко превышает 1°. В зависимости от ранга положительных и отрицательных структур, между которыми располагается моноклиналь, ее ранг также может быть разным. Среди региональных структур осадочного чехла необходимо упомянуть горсты, грабены (см. «Дизъюнктивные дислокации») и седловины. Седловины – региональные образования, занимающие промежуточное положение по относительной высоте своей поверхности. Седловины лежат выше окружающих их отрицательных структур, но ниже окружающих положительных. Горно-складчатые области, характеризующиеся резким возрастанием мощности земной коры, формируются при конвергенции литосферных плит. Большинству горно-складчатых областей, особенно молодых, характерна повышенная сейсмичность. Основополагающим принципом их разделения является возраст складчатости, устанавливаемый по возрасту самых молодых смятых в складки слоев. Соответственно, горные массивы подразделяются на байкальские, каледонские, герцинские, киммерийские и альпийские. Такое разделение является достаточно условным, поскольку большинством ученых признается непрерывность складкообразования во времени. Другими словами, в истории Земли не было обще планетарных этапов тектонической активности и покоя. Горообразование происходит непрерывно, проявляясь то в одном, то в другом месте. Следовательно, выделение байкальской и других складчатостей определяет лишь временные рамки начала и завершения крупных исторических этапов тектонического развития планеты. По тектоническому строению ныне существующие горно-складчатые области можно разделить на структуры складчатые и складчато-глыбовые. Складчатые массивы представлены в молодых (альпийского и, отчасти, киммерийского этапов складкообразования) горно-складчатых поясах. Складчато-глыбовые (омоложенные, возрожденные) сооружения формируются при оживлении вертикальных и горизонтальных тектонических подвижек в пределах ранее образованных и, часто, уже разрушенных складчатых систем. Поэтому складчато-глыбовое строение особенно характерно регионам палеозойских и более древних этапов складчатости. Рельеф складчатых массивов в целом соответствует конфигурации изгибов слоев горных пород, что далеко не всегда проявляется в складчато-глыбовых образованиях. Так, в молодых складчатых горах структурам антиклинальных складок (или антиклинориев) соответствуют горные хребты, а структурам синклинальных складок (или синклинориев) – межгорные долины (прогибы). Внутри горно-складчатых областей и на их периферии выделяются соответственно межгорные и предгорные (краевые, передовые) прогибы и впадины. На поверхности этих структур залегают грубообломочные продукты разрушения гор – молассы. Образование предгорных прогибов происходит в результате субдукции литосферных плит, то есть, по сути, предгорные прогибы являются реликтами глубоководных желобов. Каждый из крупных природных комплексов России представляет собой единую геоструктурную область больших размеров (платформу или складчатую систему определенного геологического возраста), соответствующим образом выраженную в рельефе - низменностями или высокими равнинами, складчатыми, глыбовыми или складчато-глыбовыми горами. Все они имеют определенные черты климата и соответствующие им особенности почвенно-растительного покрова. Современные вертикальные движения. Примеров современных вертикальных движений можно привести много. Инструментальные методы позволяют установить, что Малый Кавказ поднимается сейчас со скоростью от 8 до 13,5 мм/год; складчатое сооружение Восточных Карпат 1,5-1,7 мм/год; Балтийский щит в Скандинавии также растет и скорость поднятия составляет 8-10 мм/год; в Байкальской рифтовой зоне скорость современных вертикальных движений колеблется от 10 до 20 мм/год, причем наибольшее значение она имеет в районах новейшего базальтового вулканизма. Во многих районах происходят современные опускания. Например, Черноморское побережье Кавказа погружается со скоростью до 12 мм/год; побережье в районе г. Бургас в Болгарии - 2 мм/год; берег западнее Одессы - до 4,3 мм/год. Важной особенностью современных вертикальных тектонических движений является их унаследованность от более древнего структурного плана региона. Такая, по существу, прямая корреляция установлена для Восточно-Европейской платформы, Карпато-Балканского региона, Терско-Каспийского передового прогиба и многих других мест. Подобнаяунаследованность свидетельствует о том, что древние разломы, складки разного типа, валы и т. д. "живут" и в настоящее время. В результате длительной истории геологического развития на территории России сформировались основные типы геотектур — равнинно-платформенные области и крупные орогенные подвижные пояса. Однако в пределах одинаковых геотектур нередко распространен совершенно различный рельеф (низкие цокольные равнины Карелии и Алданское нагорье на щитах древних платформ; низкие Уральские горы и высокогорный Алтай в пределах Урало-Монгольского пояса и т.д.); напротив, сходный рельеф может сформироваться в пределах различных геотектур (высокогорные Кавказ и Алтай). Это обусловлено большим влиянием на современный рельеф неотектонических движений, начавшихся в олигоцене (верхний палеоген) и продолжающихся до настоящего времени. После периода относительного тектонического покоя в начале кайнозоя, когда преобладали невысокие равнины и практически не сохранилось гор (лишь в области мезозойской складчатости кое-где, видимо, сохранялись мелкосопочник и невысокие горы), обширные площади Западной Сибири и юга Восточно-Европейской равнины были покрыты водами мелководных морских бассейнов. В олигоцене начался новый период тектонической активизации — неотектонический этап, который привел к коренной перестройке рельефа. Новейшие тектонические движения и морфоструктуры. Неотектонику, или новейшие тектонические движения, В.А. Обручев определил как движения земной коры, создавшие современный рельеф. Именно с новейшими (неоген-четвертичными) движениями связано образование и размещение по территории России морфоструктур — крупных форм рельефа, возникших в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов при ведущей роли первых. Новейшие тектонические движения связаны со взаимодействием современных литосферных плит (см. рис. 6), по окраинам которых они проявились наиболее активно. Амплитуда неоген-четвертичных движений в краевых частях достигла нескольких километров (от 4-6 км в Забайкалье и на Камчатке до 10-12 км на Кавказе), а во внутренних районах плит измерялась десятками, реже — сотнями метров. В краевых частях преобладали резко дифференцированные движения: поднятия большой амплитуды сменялись столь же грандиозными опусканиями рядом расположенных участков. В центральных частях литосферных плит движения одинакового знака происходили на значительных территориях. В непосредственной зоне контакта различных литосферных плит возникли горы. Все ныне существующие на территории России горы есть продукт новейших тектонических движений, т.е. все они возникли в неоген-четвертичное время и, следовательно, имеют один возраст. Но морфоструктуры этих гор весьма различны в зависимости от способа их происхождения, а он связан с положением гор в пределах различных тектонических структур. Там, где горы возникли на молодой океанической или переходной коре окраинных частей плит с мощным покровом осадочных пород, смявшихся в складки (области альпийской и тихоокеанской складчатостей), образовались молодые складчатые горы (Большой Кавказ, хребты Сахалина) иногда с участками вулканических гор (хребты Камчатки). Горные хребты здесь линейно вытянуты вдоль окраины плиты. В тех местах, где у границ литосферной плиты оказались территории, уже раньше пережившие складкообразовательные движения и превратившиеся в равнины на складчатом основании, с жесткой континентальной корой, не поддающейся сжатию в складки (области допалеозойской и палеозойской складчатости), образование гор шло иначе. Здесь при боковом давлении, возникающем при сближении литосферных плит, жесткий фундамент разбивался глубинными разломами на отдельные блоки (глыбы), часть из которых при дальнейшем движении выжималась вверх, другие — вниз. Так на месте равнин возрождаются горы. Эти горы называют возрожденными глыбовыми, или складчато-глыбовыми. Возрожденными являются все горы юга Сибири и Урал. Для возрожденных гор характерно, как правило, отсутствие единой общей ориентировки хребтов, сочетание горных хребтов с узлами, от которых во все стороны разбегаются хребты (Алтай), массивами, нагорьями (Восточно-Тувинское, Становое, Алданское и др.). Обязательным элементом возрожденных гор является наличие межгорных котловин неправильных очертаний, соответствующих опущенным блокам (Тувинская, Минусинская, Кузнецкая, Чуйская, Уймонская и др.). В областях мезозойской складчатости, где к моменту начавшихся интенсивных подвижек горы могли быть разрушены не полностью, где сохранялись участки низкогорного или мелкосопочного рельефа, орографический рисунок гор мог не измениться или измениться лишь частично, но увеличилась высота гор. Такие горы называют омоложенными глыбово-складчатыми. Они обнаруживают черты и складчатых, и глыбовых гор с преобладанием то одних, то других. К омоложенным относятся Сихотэ-Алинь, горы Северо-Востока и частично Приамурья. Внутренние части Евразиатской литосферной плиты относятся к областям слабых и очень слабых поднятий и преимущественно слабых и умеренных опусканий. Интенсивно опускались лишь Прикаспийская низменность и южная часть Скифской плиты. Большая часть территории Западной Сибири испытывала слабые опускания (до 100 м) и лишь на севере опускания были умеренными (до 300 м и более). Южные и западные окраины Западной Сибири и большая восточная часть Восточно-Европейской равнины представляли собой слабо подвижную равнину. Наибольшие амплитуды поднятий на Восточно-Европейской равнине характерны для Среднерусской, Приволжской и Бугульмино-Белебеевской возвышенностей (100-200 м). На Среднесибирском плоскогорье амплитуда поднятий была больше. Приенисейская часть плоскогорья поднята на 300-500 м, а плато Путорана даже на 500-1000 м и выше. Следствием новейших движений явились морфоструктуры платформенных равнин. На щитах, имевших постоянную тенденцию к поднятию, сформировались цокольные равнины (Карелия, Кольский полуостров), плоскогорья (Анабарский массив) и кряжи (Тиманский, Енисейский, восточные отроги Донецкого) — возвышенности, имеющие вытянутую в плане форму и образованные дислоцированными породами складчатого основания. На плитах, где породы фундамента перекрыты осадочным чехлом, сформировались аккумулятивные равнины, пластовые равнины и плато. Аккумулятивные равнины приурочены к областям прогибания в новейшее время, вследствие чего имеют достаточно мощный чехол неоген-четвертичных отложений. Аккумулятивными равнинами представлены средняя и северная часть Западно-Сибирской равнины, Среднеамурская равнина, Прикаспийская низменность и север Печорской низменности.Пластовые равнины и плато — морфоструктуры участков плит, испытавших преимущественные поднятия. При моноклинальном залегании пород осадочного чехла преобладают наклонные пластовые равнины, при субгоризонтальном — пластово-ярусные равнины и плато. Пластовые равнины характерны для большей части Восточно-Европейской равнины, южной и западной окраин Западной Сибири, частично для Средней Сибири. На территории Средней Сибири широко представлены плато как осадочные (структурные — Ангаро-Ленское, Лено-Алданское и др.), так и вулканические (Путорана, Центрально-Тунгусское, Сыверма и др.). Вулканические плато характерны и для горных областей (Восточного Саяна, Витимского плоскогорья, Восточного хребта на Камчатке и др.). В горах могут встречаться также морфоструктуры щитов, а в межгорных котловинах — аккумулятивные и в меньшей мере пластовые равнины (Кузнецкая котловина). Землетрясения и современный вулканизм. В тесной связи с новейшими тектоническими движениями находятся землетрясения и современные вулканические явления. Частые и сильные (до 9 баллов и более) землетрясения бывают на Курилах, в юго-восточной части Камчатки, в Прибайкалье (от Верхнечарской котловины до Тункинского грабена), в восточной и юго-западной части Тувы и в юго-восточной части Алтая. В районе Большого Кавказа, близ дельты Лены и в районе хребта Черского на Северо-Востоке бывают землетрясения силой до 7-8 баллов. Сравнение карты сейсмического районирования, с картой литосферных плит показывает, что все сейсмические районы России входят в состав четырех поясов сейсмичности, совпадающих с границами литосферных плит. Они проходят: 1) по глубоководным желобам, обрамляющим Курило-Камчатскую дугу, где Тихоокеанская плита сближается с Евразиатской со скоростью 8 см/год; 2) от хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане через хребет Черского, где от Евразиатской плиты откололся Чукотско-Аляскинский блок Северо-Американской плиты и отодвигается со скоростью 1 см/год; 3) в районе впадины озера Байкал от Евразиатской плиты откололась Амурская плита, которая вращается против часовой стрелки и в районе Байкала отодвигается со скоростью 1-2 мм/год. За 30 млн лет здесь возникла глубокая щель, в пределах которой находится озеро; 4) в районе Кавказа, который попадает в сейсмический пояс, протянувшийся вдоль юго-западной окраины Евразиатской плиты, где она сближается с Африкано-Аравийской со скоростью 2-4 см/год. Землетрясения свидетельствуют о существовании в этих районах глубинных тектонических напряжений, выражающихся время от времени в форме мощных подземных толчков и колебаний почвы. Последним катастрофическим землетрясением в России было землетрясение на севере Сахалина в 1995 г., когда с лица земли был стерт город Нефтегорск. На Дальнем Востоке бывают также подводные землетрясения, сопровождающиеся моретрясениями и гигантскими разрушительными волнами цунами. Платформенные участки с их равнинным рельефом, со слабыми проявлениями неотектонических движений не испытывают значительных землетрясений. Землетрясения здесь чрезвычайно редки и проявляются в виде слабых колебаний. Так, землетрясение 1977 г. и теперь помнят многие москвичи. Тогда до Москвы докатился отзвук Карпатского землетрясения. В Москве на 6-х-10-х этажах качались люстры и звенели связки ключей в дверях. Сила этого землетрясения составила 3-4 балла. Не только землетрясения, но и вулканическая деятельность является свидетельством тектонической активности территории. В настоящее время вулканические явления в России наблюдаются только на Камчатке и Курильских островах. Курильские острова представляют собой вулканические хребты, нагорья и одиночные вулканы. Всего на Курилах насчитывается 160 вулканов, из которых около 40 являются ныне действующими. Наиболее высокий из них вулкан Алаид (2339) на острове Атласова. На Камчатке вулканизм тяготеет к восточному побережью полуострова, от мыса Лопатки до 56° с.ш., где находится самый северный вулкан Шивелуч. Расположенные здесь высокие (до 500-1000 м над уровнем моря) вулканические плато служат пьедесталом для расположенных группами вулканических конусов. Всего на Камчатке 28 действующих вулканов и около 130 потухших. Преобладают вулканы, имеющие форму правильных усеченных конусов. Самый высокий и красивый действующий вулкан России — Ключевая Сопка, заснеженная вершина которой поднимается до 4688 м. В начале четвертичного периода вулканизм на Камчатке проявлялся значительно шире и активнее, о чем свидетельствует распространение здесь обширных лавовых плато. Известны молодые четвертичные вулканы в Анюйском хребте и хребте Черского (Северо-Восток). Действующими вулканами в четвертичное время были Эльбрус и Казбек. Свежие следы вулканической деятельности очень многочисленны в Сихотэ-Алине, встречаются на Корякском нагорье, в горах Приамурья, на Витимском плоскогорье, в Восточном Саяне и Восточно-Тувинском нагорье. Землетрясения - это волновые колебания, распространяющиеся внутри и по поверхности Земли. Они вызываются главным образом субдукцией плит земной коры, процессами в срединно-океанических хребтах, образованием разрывов и вулканической деятельностью. Исходная причина движения плит и вулканической деятельности - тепло, выделяющееся в недрах Земли благодаря радиоактивности горных пород. Большинство землетрясений возникает вдоль границ плит в тихоокеанском поясе, в Средиземноморско-Азиатском поясе, на срединно-океанических хребтах и связанных с ними трансформных разрывах. В некоторых местах они происходят почти постоянно. Землетрясения повторяются нерегулярно. Пытаясь выработать надежные методы прогноза, геологи и геофизики в нескольких сейсмоопасных районах изучают признаки грядущих землетрясений. Интенсивность землетрясений оценивается по их воздействию на людей, постройки, поверхностный грунт и коренные породы. Оценка производится по специальной шкале: от I до XII баллов. Геологические последствия землетрясений - это в основном обвалы, оползни, возникновение цунами, а также другие явления на земной поверхности. Фокус или очаг (гипоцентр) землетрясения - это точка возникновения сейсмических волн. Фокус может быть мелким (неглубоким), промежуточным и глубоким. Эпицентр - точка на поверхности над фокусом. Большинство землетрясений относится к типу мелкофокусных (нормальных). Цунами, или сейсмические морские волны - это длинные, низкие, проникающие на глубину волны, распространяющиеся в открытом море со скоростью в сотни километров в час. У берегов они вздыбливаются, достигая огромной высоты, и причиняют большой ущерб в приморских районах. Генетические типы и фации четвертичных отложений. Определение происхождения или генезиса отложений является одной из основных задач четвертичной геологии. Именно генезис четвертичных отложений определяет их инженерно-геологические, гидрогеологические и другие свойства, перспективы нахождения в них различных полезных ископаемых, развитие почвенного покрова и формирование рельефа земной поверхности. Смена в разрезах отложений различного генезиса позволяет делать выводы об изменении обстановки осадконакопления, обычно связанной с чередованием холодных и теплых, или влажных и сухих климатических эпох. На этом основан один из ведущих методов возрастного расчленения четвертичных отложений - климатостратиграфический. Для подразделения четвертичных отложений по происхождению нужна их классификация, основанная на выделении ведущих факторов их образования. Основа генетической классификации четвертичных отложений в России создана А.П. Павловым. Им разработано учение о генетических типах континентальных осадочных образований. По А.П. Павлову, генетический тип - это отложения, сформировавшиеся в результате деятельности определенных геологических агентов: воды, ветра, льда и др. Большой заслугой А.П. Павлова является то, что он впервые ввел в классификацию генетических типов делювий - отложения, образующиеся в результате плоскостного смыва, и пролювий - отложения, сформированные временными потоками при выходе из гор. Он же уточнил определения ледниковых, аллювиальных и элювиальных образований, выделенных еще в конце прошлого столетия. Рассматривая содержание понятия "генетический тип", Е.В. Шанцер подчеркивает, что этот термин нельзя рассматривать, как категорию чисто литологическую. К одному генетическому типу могут относиться осадки резко отличающиеся друг от друга динамикой накопления и литологическим составом. Например, аллювиальный генетический тип объединяет русловой, пойменный и старичный аллювий, среды осадконакопления которых и состав различны. Однако они все входят в генетический тип аллювия, образующегося в результате деятельности речных водных потоков. К генетическому типу надо относить отложения, связанные с исторически обусловленными естественными сочетаниями процессов денудации, транспорта продуктов денудации и осадконакопления. В соответствии с этим Е.В. Шанцер предложил следующее определение: "Генетический тип отложений - это совокупность осадочных или вулканогенных накоплений, возникающих в ходе одной из наблюдаемых в природе своеобразных по динамике развития форм аккумуляции, особенности которой определяют общность главных черт их строения, как закономерных сочетаний (парагенезов) определенных осадков и горных пород". Типичными примерами генетических типов являются указанные выше аллювий, делювий, пролювий и др. Каждому генетическому типу свойственны особая форма залегания составляющих его отложений и определенные аккумулятивные формы рельефа. Так, например, аллювий слагает поймы и надпойменные террасы, протягивающиеся по долинам рек на многие километры, пролювий формирует конусы выноса, образующие обширные шлейфы у подножий гор, а гляциальные отложения выражены в рельефе отдельными холмами или грядами. В некоторых генетических типах выделяются несколько фаций. Так, например, в упоминавшемся уже аллювии русловые, пойменные и старинные осадки представляют собой фации. Ледниковые, озерные и другие отложения также включают группы фаций. Фации, в свою очередь, подразделяются еще на более дробные генетические подразделения - микрофации или субфации. Так, русловая фация аллювия включает целый ряд субфаций - главных или второстепенных русел, перекатов, плесов и т.д. Если генетические типы обычно образуют крупные аккумулятивные формы рельефа, то фации четвертичных отложений могут образовывать незначительные по размерам формы (прирусловые валы, косы, бары и т.п.). Чаще всего фации входят в состав крупных генетически однородных аккумулятивных образований. Так, русловые и пойменные фации входят в разрезы речных террас, сложенных аллювиальным генетическим типом. Фациальный анализ всегда проводится для одновозрастных отложений в целях выяснения детальной палеогеографической обстановки их формирования. Четвертичные отложения залегают непосредственно на поверхности земли, перекрывая более древние и мощныедочетвертичные отложения морского генезиса. Четвертичные отложения в основном являются континентальными и по механизму образования подразделяется на различные генетические типы, обладающие разнообразным составом и формами залегания. Четвертичные отложения имеют в основном песчано-глинистый состав, который может сильно варьировать по площади и разрезу, а также небольшую мощность (метры, десятки метров), которая может быстро изменяться вплоть до выклинивания. На поверхности земли четвертичным отложениям часто соответствуют: определённые формы рельефа: речные террасы, барханы, склоны, конусы выноса, оползневые ступени и т. д. Рассмотрим генетические типы четвертичных отложений. Элювий (элювиальные отложения, кора выветривания) — eQ(elQ). [Выветриванием называется воздействие на породу всех факторов внешней среды: Солнца, воды, воздуха, растений, микроорганизмов и т. д. При горизонтальном рельефе продукты выветривания не уносятся водой, а сохраняются на месте образования, поэтому форма залегания элювия близка к горизонтальной. Состав элювия изменяется по глубине: с поверхности залегают глины с дресвой или щебнем, в нижней части элювий представлен щебнем и глыбами. Переход элювия трещиноватой породе постепенный. Эоловые (ветровые) отложения— vQ (eolQ). Образуются при накоплении материала, переносимого ветром. Состав: эоловые пески, лёсс, вулканический пепел. [Форма залегания по подошве повторяет нижележащий рельеф, а по поверхности в рельефе могут образовываться барханы (рис.1 а). Делювий — dQ (dlQ) . Образуется в результате накоплении на склоне тонкого песчано-глинистого материала, приносимого сверху дождевыми и талыми водами. На пологих склонах преобладают супесчано-суглинистые отложения, на более крутых склонах горных стран — супесчано-щебнистые отложения (горный делювий). Мощность делювия увеличивается вниз по склону от долей метра до 5-10 м и более. Форму залегания часто именуют чехлом или шлейфом (рис 1 , ж). Пролювий (конусы выноса) — рQ(plQ). Образуется в результате отложения в предгорьях материала, приносимого с гор мелкими реками и временными водотоками. В верховьях конусов выноса откладываются крупные обломки — галечник, гравий, а в средней и нижней части — песчаный и глинистый материал (рис.1, г). Мощность пролювия, наибольшая в вершинной зоне, колеблется от нескольких метров до десятков и даже сотен метров. Если на одной территории распространено два конуса выноса, это значит, что более молодой наложен на более древний. Разрез отложений вершинной зоны конуса выноса Озёрные — lQ , морские — mQ и болотные — hQ отложения. Залегают горизонтально (рис.1, е). Для влажного климата характерны следующие озёрные отложения: терригенные (от глин до галечников) и органогенные осадки, для засушливого климата — хемогенные осадки. Аллювиальные (речные отложения) aQ (alQ) — это отложения всех русловых водных потоков, включая и временные потоки. Среди аллювиальных отложений выделяются русловая, пойменная и старичная фации. Русловая фация представлена сортированными гравийно-песчаными косослоистыми отложениями (на равнине) или галечниками (в горах). Пойменная фация представлена маломощным покровом супесей и суглинков с линзами песка. Старичная фация состоит из алеврито-глинистых отложений, часто с прослоями торфа. [Наиболее полно все эти фации развиты в аллювии равнинных рек, нормальная мощность которого соответствует разнице высот между дном русла и уровнем паводковых вод.Для горных рек характерны развитие русловой фации и слабое развитие или отсутсутвие пойменной и старичной фаций.] При тектоническом поднятии территории река врезается и углубляет свою долину, а при опускании — теряет силу и откладывает часть переносимого материала. В результате нескольких циклов поднятия и опускания формируется комплекс аллювиальных отложений сложного строения. В нем могут присутствовать, высоко поднятые над современным уровнем реки толщи аллювия, именуемые террасами, или наоборот, глубоко погребенные отложения — (рис. 1, д). Обстановки накопления аллювия в меандрирующих руслах Схема формирования перстративного аллювия (по Е.В. Шанцеру). А - русло (А1 - прирусловая отмель); В - пойма (В1 - прирусловый вал); Н - уровень полых вод; h - уровень межи; М - нормальная мощность аллювия, 1 - зона намываниявлекомых наносов поперечными циркуляционными токами (цифры в кружках (1-7) - последовательно образующиеся слои руслового аллювия); 11 - зона осаждения взвешенных наносов. Ледниковые (гляциальные) — gQ (glQ), флювиогляциальные (водно-ледниковые) — fQ (fglQ) отложения. Сформировались в результате накопления ледником песчано-глинистых отложений, при таянии ледника (морены) и других процессах. Форма залегания близка к горизонтальной, повторяет доледниковый рельеф несколько его сглаживая. Водно-ледниковые отложения могут слагать террасы рек. Биогенные отложения — bQ. Образуются на автохтонных торфяниках (низинных и верховых). Гравитационные осыпные отложения (коллювий) — cQ (grQ, colQ). Формируются за счёт накопления у подножья склонов щебня — обломков скальных пород, осыпающихся при выветривании. Форма залегания показана на рис. 1, б. Гравитационные оползневые (деляпсивные) отложения — grQ (dpQ). Образуются при сползании больших объёмов глинистых пород вниз по склону. При этом на склоне могут образовываться характерные оползневые бугры и ступени (рис.1, в). Рис. 6. Схема оползневых образований 1 - песчано-галечные отложения; 2 - пески и песчаники; 3 - глины; 4 - заболоченность (а); родники (б) Покровные (проблематичные отложения — prQ. Представлены в основном неслоистыми суглинками и глинами, распространены в центральных областях Европейской части РФ. Залегают практически горизонтально. Техногенные (tQ) насыпные, намывные отложения и культурный слой. Происхождение связано с деятельностью человека. По способу образования, назначению и составу выделяют горно-промышленные, строительные, ирригационные и хозяйственно-бытовые отложения. Состав: отходы производства, шлаки, строительный мусор, пески, глинистые породы. Форма залегания чаще близка к горизонтальной или бывает типа заполнении неровностей ранее существовавшего рельефа. Отложения смешанного генезиса. Образовались при одновременном действии нескольких геологических процессов. Примеры: озерно-аллювиальные laQ, делювиально-пролювиальные dpQ отложения. Раздел 4 Основы исторической геологии Тема 4.1. Задачи и методы исторической геологии. Историческая геология отрасль геологии, изучающая историю и закономерности развития земной коры и Земли в целом. Главные её задачи — восстановление и теоретическое истолкование эволюции лика земной поверхности и населяющего её органического мира, а также выяснение истории преобразования внутренней структуры земной коры и развития связанных с этим эндогенных процессов. Историческая геология опирается на выводы частных геологических наук. Основой её служит Стратиграфия, устанавливающая последовательность образования горных пород во времени и разрабатывающая систему хронологии геологического прошлого. Одним из главных разделов стратиграфии является Биостратиграфия, использующая в качестве показателей относительного возраста горных пород остатки вымерших животных и растений и тесно связанная с палеонтологией. Наряду с относительной геохронологией развивается геохронология абсолютная, дающая возможность прямого определения абсолютного возраста пород. Построение системы геологической хронологии является лишь необходимой предпосылкой собственно историко-геологических исследований, главное содержание которых состоит в воссоздании летописи многообразных экзогенных и эндогенных процессов, протекавших в минувшие времена на поверхности и в недрах Земли. Восстановление этих процессов и физико-географической обстановки, в которой они протекали, включая распределение суши и моря, глубину и особенности гидрологического режима морских водоёмов, рельеф и климат, распространение организмов и их сообществ, составляет задачу палеогеографии. Историческая геология изучает также историю формирования структуры земной коры (историческая геотектоника), поскольку движения и тектонические деформации земной коры являются важнейшими факторами большинства изменений, происходивших на Земле. В вопросах развития глубинного магматизма, вулканизма и метаморфизма, закономерно связанных с деформациями земной коры, И. г. тесно соприкасается с генетической петрографией. Особое значение для И. г. имеет учение о формациях исторически обусловленных естественных ассоциациях (парагенезах) горных пород, отражающих в своём составе и строении сложное взаимодействие разнообразных процессов, протекавших в прошлом. Раньше других разделов исторической геологии сложилась стратиграфия, оформившаяся в самостоятельную дисциплину в начале 19 в., когда У. Смит в Великобритании, Ж. Кювье и А. Броньяр во Франции заложили основы биостратиграфического метода. Это позволило уже к середине 19 в. разработать в главнейших чертах шкалу относительной геохронологии. Ж. Кювье развил концепцию катастрофизма. В середине 19 в. в результате торжества униформистских идей Ч. Лайеля в исторической геологии произошёл отказ от катастрофической концепции и утвердились представления о непрерывном и постепенном преобразовании лика Земли. Во 2-й половине 19 в., после появления трудов Ч. Дарвина, в геологию проникло эволюционное учение. К этому периоду относится и оформление современной исторической геологии как науки. Исторической геологией были выявлены основные закономерности развития геологических процессов (возникновение и преобразование геосинклиналей и платформ, формирование материков, изменение характера магматизма в истории Земли и т. п.), намечена общая направленность в развитии земной коры и планеты в целом. Методы определения возраста горных пород. Изучением продолжительности и последовательности геологических событий занимается геохронология (от греч.ge+chronos+logos). Она в свою очередь подразделяется: на абсолютную и относительную. Абсолютная геохронология устанавливает время возникновения горных пород и др. геологических явлений в астрономических единицах (годах). Методы определения абсолютного возраста: 1. Метод ленточных глин - основан на явлении изменения состава осадков, которые отлагаются в спокойном водном бассейне при сезонном изменении климата. За 1 год образуется 2 слоя. В осенне-зимний сезон отлагается слой глинистых пород, а в весенне-летний образуется слой песчаных пород. Зная количество таких пар слоев, можно определить - сколько лет формировалась вся толща. 2.Методы ядерной геохронологии Эти методы опираются на явление радиоактивного распада элементов. Скорость этого распада постоянна и не зависит от каких-либо условий, происходящих на Земле. При радиоактивном распаде происходит изменение массы радиоактивных изотопов и накопление продуктов распада - радиогенных стабильных изотопов. Зная период полураспада радиоактивного изотопа, можно определить возраст минерала его содержащего. Для этого нужно определить соотношение между содержанием радиоактивного вещества и продукта его распада в минерале. В ядерной геохронологии основными являются: Свинцовый метод - используется процесс распада 235U, 238U, 232Th на изотопы 207Pb и 206Pb, 208Pb. Используются минералы: монацит, ортит, циркон и уранинит. Период полураспада ~4,5 млрд. лет. Калий-аргоновый - при распаде К изотопы 40К (11%) переходят в аргон 40Ar, а остальные в изотоп 40Ca. Поскольку К присутствует в породообразующих минералах (полевые шпаты, слюды, пироксены и амфиболы), метод широко применяется. Период полураспада ~1.3млрд. лет. Рубидий-стронциевый - используется изотоп рубидия 87Rb с образованием изотопа стронция 87Sr (используемые минералы - слюды содержащие рубидий). Из-за большого периода полураспада (49.9 млрд. лет) применяется для наиболее древних пород земной коры. Радиоуглеродный - применяется в археологии, антропологии и наиболее молодых отложений Земной коры. Радиоактивный изотоп углерода 14С образуется при реакции космических частиц с азотом 14N и накапливается в растениях. После их гибели происходит распад углерода 14С, и по скорости распада определяют время гибели организмов и возраст вмещающих пород (период полураспада 5.7тыс. лет). К недостаткам всех этих методов относятся: невысокая точность определений (погрешность в 3-5% дает отклонение в 10-15 млн. лет, что не позволяет разрабатывать дробную стратификацию). искажение результатов из-за метаморфизма, когда образуется новый минерал, аналогичный минералу материнской породы. Например, серицит-мусковит. Тем не менее, за ядерными методами большое будущее, поскольку все время усовершенствуется аппаратура, позволяющая получать более надежные результаты. Благодаря этим методам установлено, что возраст Земной коры превышает 4.6 млрд. лет, тогда как до применения этих методов он оценивался лишь в десятки и сотни млн. лет. Относительная геохронология определяет возраст пород и последовательность их образования стратиграфическими методами, а раздел геологии, изучающий взаимоотношения горных пород во времени и пространстве называется стратиграфией (от лат. stratum-слой +греч. grapho). Методы относительной геохронологии подразделяются на: биостратиграфические или палеонтологические, не палеонтологические. Палеонтологические методы (биостратиграфия). В основе метода-определения видового состава ископаемых остатков древних организмов и представления об эволюционном развитии органического мира, согласно которого в древних отложениях находятся остатки простых организмов, а в более молодых - организмы сложного строения. Эта особенность используется для определения возраста пород. Для геологов важным моментом является то, что эволюционные изменения в организмах и появление новых видов происходит в определенный промежуток времени. Границы эволюционных преобразований - это границы геологического времени накопления осадочных слоев и горизонтов. Ископаемые организмы подразделяются на 2 типа. К первому относятся такие, которые существовали длительное время без особых изменений и встречаются в нескольких пластах осадочной толщи. Второй тип - это организмы, которые обитали в узком отрезке времени и встречаются в отдельных пластах осадочных пород. Их называют руководящие ископаемые или руководящие формы. Руководящие формы должны: часто и в больших количествах встречаться в слое и легко распознаваться; иметь узкий возрастной (или вертикальный) интервал распространения, но широкое горизонтальное распространение, чтобы можно было сравнить отдаленные разрезы. Метод определения относительного возраста слоев с помощью руководящих ископаемых так и называется метод руководящих ископаемых. Согласно этому методу одновозрастными являются слои, в которых содержатся близкие руководящие формы. Этот метод стал первым палеонтологическим методом определения возраста пород. На его основе была разработана стратиграфия многих регионов. Чтобы избежать ошибок, наряду с этим методом используется метод палеонтологических комплексов. В этом случае используется весь комплекс вымерших организмов, встреченный в исследуемой толще. При этом могут быть выделены: 1-ископаемые формы, жившие только в одном слое; 2-формы, впервые появившиеся в изучаемом слое и переходящие в вышележащий (проводится нижняя граница слоя); 3-формы, переходящие из нижнего слоя и закончившие свое существование в изучаемом слое (доживающие формы);4-формы, жившие в нижнем или верхнем слое, но не встреченные в изучаемом слое (верхняя и нижняя границы слоя). Не палеонтологические методы. Основные из них подразделяются на: литологические структурно-тектонические геофизические Литологические методы разделения толщ опираются на различия отдельных слоев, составляющих изучаемую толщу по цвету, вещественному составу (минералого-петрографическому), текстурным особенностям. Среди слоев и пачек в разрезе находят такие, которые резко отличаются по этим свойствам. Такие слои и пачки легко определяются в соседних обнажениях и прослеживаются на большие расстояния. Их называют маркирующим горизонтом. Метод разделения осадочной толщи на отдельные пачки и слои называется метод маркирующих горизонтов. Для отдельных регионов или возрастных интервалов маркирующим горизонтом могут быть прослои известняка, кремнистых сланцев, конгломераты и т.п. Минералого-петрографический метод применяется, когда отсутствует маркирующий горизонт и осадочная толща по литологическому составу достаточно однообразна, тогда для сопоставления в разрезе отдельных слоев и их относительного возраста опираются на минералого-петрографические особенности отдельных слоев. Например, в нескольких слоях песчаника установлены такие минералы как рутил, гранат, циркон и определили их % содержание. По количественному соотношению этих минералов разделяют толщу на отдельные слои или горизонты. Такую же операцию проводят в соседнем разрезе, а затем сопоставляют результаты между собой и проводят корреляцию слоев в разрезе. Метод трудоемкий - необходимо отобрать и проанализировать большое количество образцов. В тоже время метод применим для небольших площадей. Структурно-тектонический метод - в его основе лежит представление о существования перерывов в осадконакоплении на крупных участках земной коры. Перерывы в осадконакоплении наступают тогда, когда участок морского бассейна, где накапливалась осадочная толща, становится приподнятым и на этот период здесь прекращается формирование осадков. В последующее геологическое время данный участок может вновь начать погружение, снова стать морским бассейном, в котором происходит накопление новых осадочных толщ. Граница между толщами представляет собой поверхность несогласия. По таким поверхностям проводят расчленение осадочной толщи на пачки и сопоставляют их в соседних разрезах. Толщи, заключенные между одинаковыми поверхностями несогласия рассматриваются как одновозрастные. В отличие от литологического метода структурно-тектонический метод используется для сопоставления крупных стратиграфических подразделений в толщах. Частным случаем структурно-тектонического метода является метод ритмостратиграфии. В этом случае производят расчленение осадочного разреза на пачки, которые формировались в бассейне при чередовании погружения и поднятия поверхности осадконакопления, которое сопровождалось наступлением и отступлением моря. Такое чередование отразилось на осадочной толще как последовательная смена горизонтов глубоководных пород на мелководные и наоборот. Если такая последовательная смена горизонтов наблюдается в разрезе многократно, то каждую из них выделяют в ритм. И по таким ритмам сопоставляют стратиграфические разрезы в пределах одного бассейна осадконакопления. Этот метод широко используется для корреляции разрезов мощных угленосных толщ. Фации. Фациальный анализ начал активно применяться в производственной геологии при поисках углеводородов и угля на территориях крпуных седиментационных бассейнов. Выявление стратиграфических соотношений продуктивных и непродуктивных толщ, поиски и оконтуривание залежей оказались эффективными лишь при условии выяснения генезиса осадков. Под фацией (Степанов, Месежников, 1979) понимаются отложения, литологические и палеонтологические признаки которых указывают на определенные условия их формирования, отличные от условий формирования подстилающих, перекрывающих осадков и замещающих их по латерали. Для отдельно взятых литологических признаков фации американскими геологами был предложен удачный термин «литофация», а характерные для определенной фации комплексы ископаемых организмов образуют «биофации». Поскольку биофация и литофация являются частными характеристиками какой-либо конкретной фации, в общем случае они должны пространственно совмещаться, особенно в тех случаях, когда биофации устанавливаются по бентосным организмам. На практике, однако, такие совпадения бывают далеко не всегда. Целый ряд организмов, в первую очередь планктонных и нектонных, не обнаруживает жесткой связи с определенными фациями. Например, позднемеловые радиолярии в Западной Сибири встречаются как в кремнистых песчаниках и диатомитах, так и в карбонатных и бескарбонатных глинах. «Далеко не всегда жестко привязаны к определенным, литофациям и комплексы бентоса, достаточно вспомнить среднеюрских иноцерамид или позднеюрских и раннемеловых бухий. С другой стороны, нередко выделяемые при практической работе литофации соответствуют нескольким биофациям. Чаще всего это связано с перемывами и сортировкой фауны в процессе формирования осадка. Например, в основании мела бассейна р. Печоры залегают алевритовые глины, заключающие мелкие линзочки глинистого алеврита с многочисленными бухиями. Глины и алевриты, по данным В. И. Кузиной, содержат принципиально отличные комплексы фораминифер. Однако известны случаи, когда достаточно четко устанавливаемая литофация отвечает нескольким биофациям. Кимериджские отложения на восточном склоне Приполярного Урала представлены очень характерной толщей синевато-серых монтмориллонитовых глин лопсинской свиты. На западе для лопсинской свиты характерен биоценоз, в котором ведущее место занимают крупные устрицы и астарты, восточнее, при сохранении всех основных литологических признаков, устрицы становятся чрезвычайно редки, и, в сущности, здесь уже новый биоценоз астарт и мелеагринелл. Со времени установления фаций возникла проблема их соотношений со стратиграфическими подразделениями. Как известно, А. Грессли рассматривал фации внутри выделенных им стратиграфических единиц. Фация, таким образом, являлась пространственно обособленной частью стратона. Эта точка зрения сохранилась в практической деятельности геологов и до настоящего времени... Однако во времена А. Грессли границы стратиграфических подразделений считались изохронными. В наши дни, когда четко определено различие между лито- и хроностратиграфическими единицами, соотношения фаций и стратонов оказываются более сложными: фации, естественно, тесно сопряжены с литостратиграфическими единицами и, подобно этим единицам, могут пересекать хроностратиграфические границы. Однако любые стратиграфические подразделения содержат, как правило, различные фации, не только замещающие друг друга по простиранию, но и сменяющиеся вверх по разрезу. Особенно показательны в этом отношении угленосные ритмы Донбасса или Пенсильвании, каждый из которых состоит из ряда резко контрастных фаций. В связи с этим часто возникает представление о том, что, в сущности, каждый обособленный слой представляет собой самостоятельную фацию. Этот, в целом справедливый вывод, однако, имеет ряд ограничений, поскольку возможно существование конкретных фаций, представленных различными типами пород. Наиболее представительным примером являются фации мутьевых потоков, сложенные осадками с последовательно убывающими по разрезу размерами частиц. Для стратиграфа фации имеют огромное значение. Ничто так не затрудняет сопоставление разрезов и не служит причиной появления разноречивых представлений о строении осадочных толщ, как наличие фациальных изменений. Подавляющее число спорных стратиграфических проблем сводится к решению проблемы - размыв или фациальное замещение. Как правило, возможности непосредственного прослеживания слоев в поле сильно ограничены либо условиями обнаженности, либо недостаточным количеством буровых скважин и отсутствием в буровом материале всей полноты информации о разрезах. Важным способом выявления фациальных переходов является биостратиграфическая корреляция. Установленные фациальные соотношения позволяют прогнозировать строение осадочных серий в смежных районах, дают важнейший материал для палеогеографических реконструкций и правильной ориентации на этой основе поисково-разведочных работ на различные виды полезных ископаемых. В качестве примера можно привести представление о постепенном уменьшении зернистости осадков при движении от берега вглубь бассейна. Формации. Вся осадочная оболочка Земли сложена сравнительно немногочисленными типами слоистых пород. Поэтому сходные по составу пески или глины можно встретить в нижнем палеозое и в кайнозое. Это обстоятельство долгое время не позволяло увидеть какие-либо закономерности распространения осадочных пород в историческом аспекте. Оказалось, однако, что в истории Земли имела место и эволюция литогенеза. Благодаря работам Н. М. Страхова такая направленность литогенеза была установлена достаточно определенно. Так, в ходе геологической истории наблюдается повышение содержания в породах кальция и отчетливое понижение содержания магния и, как следствие, существенное сокращение доломитообразования; очень заметно снижается интенсивность накопления хемогенных кремнистых пород и т. п. Вместе с тем для целого ряда пород устанавливается определенная периодичность их широкого распространения в разрезах. Так, например, была установлена сопряженность крупных тектонических движений и основных фаз углеобразования. При этом некоторые характерные типы пород (аспидные сланцы, карбонаты, красноцветы, угли, флиш и т. д.) получают существенное распространение лишь на определенных этапах развития крупных структурных зон земной коры. Французский геолог М. Бертран, впервые обративший внимание в конце прошлого века на закономерность смены в разрезах палеогена Альп флиша и молассы, назвал ассоциации горных пород, появляющиеся на определенных этапах тектонического развития региона, формациями, использовав термин, предложенный еще в XVIII в. Г. Фюкселем. Особенное развитие учение о формациях получило в работах советских геологов Н.С. Шатского, Н.П. Хераскова, а в последнее время В.И. Драгунова, Э.Н. Янова, И.В. Крутя, А.Л. Яншина и др. Определение формации мы заимствуем из известной работы В.Е. Хаина: «Формация — это закономерное и естественное сочетание (парагенез, комплекс, ассоциация) определенного набора горных пород — осадочных, вулканогенных, интрузивных — образующихся на определенных стадиях развития основных структурных зон земной коры». Основные факторы, контролирующие появление и пространственную приуроченность различных формаций — это характер тектонических движений и климат. Сходные формации будут появляться на определенном этапе развития платформ и геосинклиналей, расположенных в одинаковых климатических зонах. В частности, для аридной зоны наиболее характерны эвапоритовые и красноцветные формаций, а для гумидной — угленосные и ледниковые. Хотя формации выделяются на основании обобщения стратиграфических данных и используются главным образом для выяснения истории тектонического развития крупных регионов и распространения в них месторождений полезных ископаемых, общие закономерности распределения различных типов осадочных пород, бесспорно, могут использоваться и для выявления стратиграфических соотношений, особенно в малоизученных регионах. Так, например, закартировав в пределах одного района изолированные выходы толщи аспидных сланцев и толщи молассовидных отложений, можно с большой долей вероятности постулировать, что сланцы окажутся древнее молассы, равно как достаточно мощные карбонатные толщи на платформах, скорее всего, будут подстилаться морскими терригенными осадочными породами. Геохронология. Геохронология (от Гео… и Хронология) геологическое летосчисление, учение о хронологической последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) геохронологию. Относительная Геохронология заключается в определении относительного возраста горных пород, который даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная геохронология устанавливает абсолютный возраст горных пород, т. е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет. (В последнее время термин «абсолютный возраст» часто заменяют названием изотопный, или радиологический, возраст.) Относительная геохронология. Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород, а также вулканических пород (лав) широко применяется принцип последовательности напластования (так называемый закон Стенсена). Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относительный возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется Палеонтологический метод, основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших остатков вымерших животных и растений (морских раковин, отпечатков листьев и т.д.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относительного возраста горных пород был применен в начале 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретического обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе французский геолог и палеонтолог А. Д’ Орбиньи, предполагали, что смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с «творческими актами божества». Учение Ч. Лайеля о медленных естественных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали материалистическое обоснование палеонтологическому методу. В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая название стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологического метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя — докембрийская — часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя — фанерозойская — часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы (всего в фанерозое 12 систем). Каждая система подразделяется на 2—3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Наикрупнейшим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (например, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, которая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определённые подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение которого отложились породы любой из систем, носит название периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфическому подразделению — эонотеме — отвечает хронологический термин — эон. Существуют два эона — докембрийский, или криптозойский, и фанерозойский. Продолжительность более древнего — докембрийского эона составляет около 5/6 всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением последнего — антропогенового (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропогена проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Некоторые исследователи считают выделение антропогеновых отложений в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода. Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединённые в единой геохронологической шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологические исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся некоторые изменения и уточнения. Абсолютная геохронология. В начале 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов (см. Радиоактивность) для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже нераспадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана (238U) распадается наполовину за время, равное 4,51.109 лет, тория (232Th) за 1.41.1010 лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Рассмотренные методы абсолютной и относительной геохронологии позволили определить возраст и последовательность образования горных пород, а также установить периодичность геологических явлений и выделить этапы в длительной истории Земли. В каждый этап последовательно накапливались толщи пород, и это накопление происходило в определенный промежуток времени. Поэтому всякая геохронологическая классификация содержит двойную информацию и объединяет две шкалы - стратиграфическую и геохронологическую. Стратиграфическая шкала отражает последовательность накопления толщ, а геохронологическая шкала - соответствующий этому процессу период времени. На основе большого количества данных по различным регионам и континентам была создана общая для земной коры Международная геохронологическая шкала, отражающая последовательность подразделений времени, в течение которых формировались определенные комплексы отложений и эволюцию органического мира. Стратиграфические Геохронологические подразделения 1. Акротема Акрон 2. Эонотема Эон 3. Эратема Эра 4. Система Период 5. Отдел Эпоха 6. Ярус Век 7. Хронозона Фаза 8. Звено Пора Акротема - наиболее крупное подразделение, появившееся во втором издании Стратиграфического кодекса России в 1992 году. Оно принято для архея и протерозоя, имеющих многократно большую продолжительность по сравнению с другими подразделениями геохронологической шкалы. Эонотема– отложения, образовавшиеся в течение эона, геохронологической единицы, длительностью многие миллионы лет. Выделяют по две эонотемы в составе архейской и протерозойской акротем; ранг эонотемы имеет также фанерозой. Эратема – стратиграфическое подразделение, образующееся в течение одной эры и имеющее значительную мощность, большую площадь распространения, сложный состав. Границы между эрами проводятся по резким изменениям в составе органического мира, хронологически соответствующим экологическим кризисам или катастрофам. Таким образом, выделяют палеозойскую (PZ), мезозойскую (MZ), и кайнозойскую (KZ) эратемы, входящие в состав фанерозойской эонотемы. Система – часть эратемы, образовавшаяся в течение одного периода. Система характеризуется типичными для неё семействами или родами фауны и флоры. Границы между системами палеонтологические и тектонические. Обозначается заглавной латинской буквой – индексом (пермская система – P). Отдел – часть системы, образовавшаяся в течение одной эпохи. Характеризуются отделы определенными родами и видами фауны и флоры. Отдел бывает нижний, средний, верхний; эпохи соответственно – ранняя, средняя, поздняя. Обозначается индексом с цифрой внизу (нижний карбон – C1). Ярус – часть отдела, образовавшаяся в течение века. Он характеризуется определенным комплексом родов и видов ископаемых организмов. Ярус имеет стратотип с определенной палеонтологической характеристикой. Стратотипом называется наиболее полный разрез, который выбирается как эталон данного яруса. Названия ярусов происходят от географических названий мест, где расположен стратотип. Индекс яруса обозначается начальной буквой латинского алфавита или двумя буквами (живетский ярус нижнего девона – D1 gv). Хронозона – часть яруса, накопившаяся в течение одной фазы. Границы её устанавливаются по характерному комплексу видов. Стратотип зоны рекомендуют выбирать в стратотипе яруса. Название зоны и её фазы даются по характерному виду комплекса (например, зона Altaiophyllum belgebaschicum). Звено выделяется лишь в четвертичной системе. Пора, за время которой формируются отложения звена, соответствует изменению климата – двум полуциклам: потепление, похолодание. Звено должно иметь стратотип. Четвертичная система слагается из четырех звеньев, которые обозначаются римскими цифрами (QII). Подразделениями Общей стратиграфической шкалы для четвертичной системы являются также раздел и ступень. Раздел – подразделение, подчиненное отделу (надразделу), ступень – подразделение, подчиненное звену. Общая стратиграфическая (геохронологическая) шкала (Стратиграфический кодекс…, 2006, с упрощением) Таблица1 Эонотема (эон) Эратема (эра) Система (период) Отдел (эпоха) (для четвертичной системы –эпоха, фаза) Ф А Н Е Р О З О Й КАЙНОЗОЙСКАЯ KZ Четвертичная Q (квартер) 1,8 Голоцен Qh Плейстоцен Qp Неоплейстоцен Эоплейстоцен Неогеновая N (неогеновый) 23 Плиоцен N2 Миоцен N1 Палеогеновая Р (палеогеновый) 65 Олигоцен Р3 Эоцен Р 2 Палеоцен Р 1 МЕЗОЗОЙСКАЯ MZ Меловая К (меловой) 145 Верхний (поздняя) К2 Нижний (ранняя) К1 Юрская J (юрский) 200 Верхний (поздняя) J3 Средний (средняя) J2 Нижний (ранняя) J1 Триасовая Т (триасовый) 251 Верхний (поздняя)Т3 Средний (средняя) Т2 Нижний (ранняя) Т1 ПАЛЕОЗОЙСКАЯ PZ Пермская Р (пермский) 295 Верхний (поздняя) Р2 Нижний (ранняя) Р1 Каменноугольная С (каменноугольный) 360 Верхний (поздняя) С3 Средний (средняя) С2 Нижний (ранняя) С1 Девонская D (девонский) 418 Верхний (поздняя) D3 Средний (средняя) D2 Нижний (ранняя) D1 Силурийская S (силурийский) 443 Верхний (поздняя) S2 Нижний (ранняя) S1 Ордовикская О (ордовикский) 490 Верхний (поздняя) О3 Средний (средняя) О2 Нижний (ранняя) О1 Кембрийская Є (кембрийский) 535 Верхний (поздняя) Є3 Средний (средняя) Є2 Нижний (ранняя) Є1 Акро-тема Эонотема (эон) Эратема (эра) Система (период) Отдел (эпоха) Протерозой PR Верхний (поздний) протерозой PR2 Венд Вендская V (вендский) Верхний V2 (поздняя) Нижний V1 (ранняя) Рифей R Верхний R3 (поздний) рифей Средний R2 (средний) рифей Нижний R1 (ранний) рифей 1650 Нижний (ранний) протерозой (карелий) PR1 2500 Архей AR Верхний AR2 (поздний) 3150 Нижний AR1 (ранний) Выше перечисленные стратиграфические подразделения относятся к общим. Они имеют планетарное распространение и используются геологами всего мира. Но иногда на местах нет надобности или возможности прибегать к этим подразделениям. Тогда используется местная стратиграфическая шкала. Основным подразделением местной стратиграфической шкалы является свита, которая устанавливается на сравнительно небольших территориях. Это определенное геологическое тело, которое выделяется в полевых условиях на местах. Она объединяет одинаковые или близкие по литолого-петрографическим особенностям одновозрастные отложения и отражает определенный этап развития данной территории. Свита подразделяется на подсвиты, имеет стратотип и получает название по географическому названию стратотипа. Пример: полюдовская свита, тайгонская свита. Серия – более крупная единица по сравнению со свитой. Она объединяет несколько близких по возрасту свит, обладающих какими-либо общими признаками (например: морская серия, вулканическая серия). Серии присваивается стратотип одной из ее свит. Комплекс объединяет несколько серий и имеет собственное название. Это мощная и сложная по составу и структуре совокупность геологических тел. Комплекс отвечает крупному этапу геологического развития обширной территории. Обычно не имеет стратотипа и используется для докембрийских образований. Пример: карельский комплекс. Кроме основных стратиграфических подразделений существуют ещё вспомогательные, их называют также «термины свободного пользования». Эти подразделения не являются обязательными, их употребляют по желанию. Сюда относятся: толща, пачка, слой, маркирующий горизонт, слои с фауной, флорой. Раздел 5 Основы структурной геологии Тема 5.1. Геологическая карта Геологическая карта — карта, отображающая геологическое строение определенного участка верхней части земной коры. Геологические карты составляют в ходе полевых съёмок и камеральными методами с широким привлечением данных бурения, геофизических материалов, результатов аэрокосмического зондирования. Геологические карты используют, главным образом, для прогноза и разведки полезных ископаемых, оценки условий освоения территорий, строительства, охраны недр. К.С. ЛАЗАРЕВИЧ Геологическая карта нередко присутствует в школьных атласах, но как ею пользоваться, многие понятия не имеют. Когда на карте природных зон мы видим знак, обозначающий степь, мы сразу представляем себе бескрайние равнины, поросшие высокой травой, а тем, у кого хорошая память, приходит на ум и то, что сейчас там все распахано. Понятны «малоиспользуемые и неиспользуемые земли», «овцеводческо-скотоводческие с посевами зерновых культур» сельскохозяйственные районы и даже, если поднатужиться, то на тектонической карте — «выступы кристаллического фундамента древних платформ». Но что дадут простому смертному, не имеющему геологического образования, «юрский период» или «мезозой нерасчлененный»? Сами по себе — ровным счетом ничего. Геологическую карту, как и всякую другую, надо читать, сопоставляя разные районы, находя между ними сходство или разницу. А для этого нужно знать, как карта построена. Я уже писал об этом однажды, рассказывая о геологической съемке. Рассмотрим правила построения геологических карт подробнее, постараемся сделать это применительно к мелкомасштабным картам, которые помещают в школьных атласах. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА (Технический железнодорожный словарь) план местности с нанесенными на нем границами выходов различных геологических образований. На картах масштаба 1 : 25 000 000—1 : 10 000 000 показываются только границы геологических систем; при масштабе 1 : 2 000 000—1 : 1 000 000 м. б. показаны не только геологические системы, но и отделы, подотделы, ярусы и зоны. С дальнейшим увеличением масштаба могут быть показаны и отдельные пласты. Позднейшие наносные образования (аллювий, долювий, элювий и пролювий) на геологических картах мелкого масштаба показываются только в случаях, когда на больших пространствах совершенно нет отложений коренных пород. На крупномасштабных картах, составляемых для специальных целей, напр. для освещения района постройки ж. д., новые и древние наносы обычно показываются. Геологическая карта Должна содержать материал, необходимый для решения вопроса, какие полезные ископаемые можно найти в данном районе и где их искать. Главными достоинствами геологической карты являются ее насыщенность фактическим материалом, структурность, правильное отображение геол. строения изученного участка земной коры. Первые геологические карты появились в конце XVIII в., когда был разработан новый способ прослеживания горных пород с нанесением всех наблюдений на географическую карту или план местности. В основу составления геологических карт положен следующий метод: на карте условными знаками (краской, штриховкой, буквенными индексами и др.) показывают распространение осадочных, изверженных и метаморфических пород различного возраста (последнее обычно изображается различным цветом), а специальными значками — состав пород (обычно на крупномасштабных картах). Магматические породы на геологических картах разделяются по возрасту и составу. Линиями разного характера обозначаются геологические границы различных пород, слагающих геологические тела и разрывные нарушения. По форме границ на карте можно судить об условиях залегания и соотношениях горных пород и о поведении пластов на глубине, о геологических структурах. Разновидности геологических карт: 1) карты четвертичных отложений, на которых породы четвертичного возраста показаны в полном объеме, а более древние - одним цветом (фиолетовым); 2) литологические карты, на которых штриховыми знаками показывают состав пород; 3) тектонические карты, расшифровывающие цветовыми, штриховыми знаками и другими способами геологическое строение; 4) гидрогеологические карты, на которых цветом возраста и и штриховыми знаками показывают распространение и особенности водоносных горизонтов; 5) геоморфологические карты, где цветом и штриховкой изображены типы рельефа, их происхождение и возраст; 6) инженерно-геологические карты, на которые наносятся сведения о физических свойствах горных пород с помощью соответствующих условных знаков; 7) карты полезных ископаемых, представляющие собой геологические карты, с нанесенными на них условными знаками полезных ископаемых; 8) карты закономерностей размещения и прогноза полезных ископаемых, которые строят на основе упрощенной геологической карты, где условными знаками показывают элементы геологического строения и его детали, имеющие рудоконтролирующее значение; 9) прогнозные карты по отдельным видам минерального сырья и др.; Геологические карты антропогеновых (четвертичных) отложений отражают распространение, возраст, состав, мощность и происхождение пород четвертичного возраста. На них указываются границы различных стадий оледенения, морских трансгрессий и регрессии, границы распространения многолетнемёрзлых горных пород. На собственно геологических картх породы антропогенового (четвертичного) возраста сохраняются в тех случаях, когда они имеют морское происхождение или включают месторождения полезных ископаемых (например, россыпного золота, олова и т.д.), а также тогда, когда их мощность оказывается значительной и восстановить строение коренных пород под покровом рыхлых отложений крайне трудно. Литологические карты служат для изображения (обычно штриховыми обозначениями) состава и условий залегания пород, обнажённых на поверхности или скрытых под покровом четвертичных отложений. Палеогеографические карты строятся для какого-либо отрезка времени геологической истории. На них показывается распространение суши и моря; указывается состав осадков или фации и их мощности. Инженерно-геологические карты, помимо данных о возрасте и составе пород, показывают их физические свойства: пористость, проницаемость, прочность и др. данные, необходимые при проектировании хозяйственных объектов. Карты полезных ископаемых составляются на геологической основе, на которой знаками и цветом показываются распространённые на данной территории группы полезных ископаемых (горючие, металлические, неметаллические и др.) и отдельные виды минерального сырья. Для каждого вида полезных ископаемых выделяются промышленные и непромышленные месторождения и проявления. На карты наносятся также все прямые и косвенные признаки полезных ископаемых. Прогнозные карты отражают закономерности размещения различных видов минерального сырья или их комплексов. Они составляются на геологической основе и дают перспективную оценку отдельных элементов геологического строения отдельных районов в отношении полезных ископаемых. На картах отражается достоверность и обоснованность участков, рекомендуемых для постановки более детальных поисковых или разведочных работ с учётом геолого-экономических условий каждого участка. По масштабам геологические карты делятся на четыре группы: мелкомасштабные, среднемасштабные, крупномасштабные и детальные. Мелкомасштабные (от 1:500000 и мельче) дают представление о геологическом строении всей площади какого-либо региона, государства, материка или всего мира. Примером может служить геологическая карта СССР масштаба 1:2500000 (изд. 1966). Среднемасштабные (1:200000, 1:100000) составляются с целью изображения основных черт геологического строения территории и прогнозной оценки её в отношении полезных ископаемых. Крупномасштабные (1:50000, 1:25000) служат для более подробного освещения геологического строения районов, перспективных в отношении месторождений полезных ископаемых или предназначенных для с.-х. освоения, строительства городов, предприятий, гидростанций и пр. Детальные (1:10000 и крупнее) позволяют решать вопросы, связанные с закономерностями размещения рудных тел, с подсчётом запасов полезных ископаемых и возможностями промышленного и гражданского строительства. Средне-, крупномасштабные и детальные геологические карты сопровождаются стратиграфическими колонками и геологическими разрезами. При наклонном залегании слоев их изображение становится более сложным, т.к. форма их выхода на поверхность зависит от угла наклона пород и неровностей рельефа. Границы между слоями на карте приобретают вид извилистых линий, пересекающих горизонтали. Складчатые формы залегания горных пород обозначаются на геологических картах в виде извилистых и замкнутых контуров. При этом антиклинали выражаются выходами в центре древних слоев, а синклинали — наиболее молодых. Разрывные нарушения (сбросы, взбросы, надвиги и др.) изображаются на геологических картах резким смещением геологических границ и непосредственным соприкосновением по поверхностям совмещения разновозрастных толщ. Глубинные кристаллические породы (граниты, габбро и др.), образующие интрузивные тела (батолиты, лакколиты, штоки и др.), обычно срезают контакты между слоями вмещающих их толщ. Соотношения в залегании интрузивных и вмещающих пород легко выявляются на геологических картах. Для того чтобы геологические карты были понятны, существуют общепринятые нормы составления и оформления их, отраженные в инструкциях и методических рекомендациях. Геологические карты строятся, в основном, с помощью общепринятых условных знаков. Главными элементами, дополняющими геологическую карту, являются условные обозначения, геологические разрезы и стратиграфическая колонка, которые выносятся за рамку карты и составляют «зарамочное оформление». К «зарамочному оформлению» относятся также необходимые надписи (название карты с привязкой к географическому или иному объекту, номенклатура листа, год составления карты и авторство, выходные данные издательства и т.д.) и численный и линейный масштабы. словные знаки необходимы для обозначения на карте: 1 - состава, возраста, происхождения и условий залегания пород; 2 – границ между геологическими образованиями и разрывных нарушений, а также их морфологических особенностей и прочих структурных элементов; 3 – полезных ископаемых, палеонтологических и прочих находок. Часть этих знаков используется при составлении стратиграфических колонок и геологических разрезов. Различают три основных вида условных знаков: 1 – цветовые;.2 –графические (штриховые и крап); 3 – буквенные и цифровые. Кроме того, условные знаки подразделяются на масштабные (контурные и внеконтурные), внемасштабные (линейные) и точечные. Контурные знаки бывают цветовыми, штриховыми и могут дополняться крапом. Внеконтурными знаками обозначается, например, площадь распространения кор выветривания или метаморфических зон, не совпадающих с геологическими границами. Внемасштабными, или линейными знаками на карте обозначаются маркирующие горизонты (пласты, слои), дайки, силлы и жилы малой мощности, геологические границы, разрывные нарушения и их морфологические разновидности. Точечными внемасштабными знаками обозначаются условия залегания слоёв, ориентировки шарниров складок, главнейшие палеонтологические находки, пункты определения абсолютного возраста, отбора проб и минералов, геологоразведочные выработки (скважины, шурфы, канавы, расчистки) и др. Цветовые знаки в соответствии с рекомендациями [Инструкция …, 1995] служат для обозначения возраста осадочных, вулканогенных и метаморфических пород (табл. 2), состава интрузивных пород (табл. 3), состава метаморфических пород и метаморфических фаций, состава вулканогенных пород четвертичного возраста, генетических типов четвертичных образований и мн. др. Цвета раскраски и индексы основных стратиграфических подразделений на картах Группы и система Цвет Индекс Кайнозойская группа Желтый KZ четвертичная Желтовато-серый Q неогеновая Лимонно-желтый N палеогеновая Соломенно-желтый Р Мезозойская группа Зеленый MZ меловая Зеленый K юрская Синий J триасовая Фиолетовый T Палеозойская группа Грязно-зеленый (хаки) PZ пермская Оранжево-коричневый P каменноугольная Серый C девонская Коричневый D силурийская Салатно-зеленый S ордовикская Оливковый O кембрийская Серо-зеленый Є Протерозойская группа Розовый PR Архейская группа Сиренево-розовый AR Примечание. При составлении геологических карт разного масштаба для областей с преимущественным распространением докембрийских пород используется вся цветовая гамма, а не только розовые и сиренево-розовые цвета. Элементы карты — это ее составные части, включающие само картографическое изображение, легенду и зарамочное оформление. Основной элемент — картографическое изображение, т.е. содержание карты, совокупность сведений об объектах и явлениях, их размещении, свойствах, взаимосвязях, динамике. Общегеографические карты имеют следующее содержание: населенные пункты, социально-экономические и культурные объекты, пути сообщения и линии связи, рельеф, гидрографию, растительность и грунты, политико-административные границы. На тематических и специальных картах различают две составные части картографического изображения. Во-первых, это географическая основа, т.е. общегеографическая часть содержания, которая служит для нанесения и привязки элементов тематического или специального содержания, а также для ориентировки по карте. Во-вторых, тематическое или специальное содержание (например, геологическое строение территории или навигационная обстановка). Важнейший элемент всякой карты — легенда, т.е. система использованных на ней условных обозначений и текстовых пояснений к ним. Для топографических карт составлены специальные таблицы условных знаков. Они стандартизированы и обязательны к применению на всех картах соответствующего масштаба. На большинстве тематических карт обозначения не унифицированы, поэтому легенду размещают на самом листе карты. Она содержит разъяснения, истолкование знаков, отражает логическую основу и иерархическую соподчиненность картографируемых явлений. Последовательность обозначений, их взаимное соподчинение в легенде, подбор цветовой гаммы, штриховых элементов и шрифтов — все это подчинено логике классификации изображаемого объекта или процесса. На сложных картах для повышения информативности легенды ее иногда представляют в табличной (матричной) форме. Тогда по строкам легенды дается один показатель (например, генетическая характеристика объекта), а по столбцам — другой (например, морфологические особенности этого объекта). Картографическое изображение строится на математической основе, элементами которой на карте являются координатные сетки, масштаб и геодезическая основа. На мелкомасштабных картах элементы геодезической основы не показываются. С математической основой тесно связана и компоновка карты, т.е. взаимное размещение в пределах рамки самой изображаемой территории, названия карты, легенды, дополнительных карт и других данных. Вспомогательное оснащение карты облегчает чтение и пользование ею. Оно включает различные картометрические графики (например, на топографической карте помещают шкалу крутизны для определения углов наклона склонов), схемы изученности картографируемой территории и использованных материалов, разнообразные справочные сведения. К дополнительным данным относятся карты-врезки, фотографии, диаграммы, графики, профили, текстовые и цифровые данные. Они не принадлежат непосредственно картографическому изображению или легенде, но тематически связаны с содержанием карты, дополняют и поясняют его. Тема 5.2. Формы залегания горных пород Наиболее распространенной формой залегания осадочных пород является слоистая структура и ее элементарная часть — слой. Слоем называется геометрическое тело, сложенное горной породой, имеющее плоскую форму и относительно небольшую толщину по сравнению с длиной и шириной, а также обязательно ограниченное более или менее четко выраженными поверхностями напластования, отделяющими его от других слоев или от неслоистых горных пород. Поверхности напластования отражают сущность/формирования слоистых осадков — прерывистый характер этого процесса, так как при непрерывной седиментации, как показал акад. Д. В. Наливкин, никакой слоистости образоваться не может. Поверхности напластования — это уплотненные поверхности, на которых отлагается осадок. В слоистых толщах их характер и сохранность зависят от длительности перерывов в седиментации между временем образования последовательно отлагающихся слоев. Перерывы седиментации при слоеобразовании фиксируются микрорельефом поверхностей напластования, на которых часто сохраняются волноприбойные знаки, следы течений, эоловая рябь, трещины усыхания, следы дождевых капель, отпечатки кристаллов льда, следы ползания и хождения животных, а также другие особенности микроскульптуры, получившие название гиероглифов. Большинство гиероглифов представлены слепками микрорельефа поверхностей подстилающих слоев. Это негативные гиероглифы. Реже сохраняются позитивные гиероглифы, отражающие микрорельеф поверхностей напластования. Существуют и другие определения слоя. Многие геологи определяют слоистость как литологическую неоднородность слоев, как, например, «первичную изменчивость литологического характера отложений по вертикали» (М. М. Тетяев, В. В. Белоусов). В. Е. Хаин и Н. Б. Вассоевич выделяют два типа слоистости: «истинную» и «ложную». Истинные слои различаются по литологическому составу, а ложная слоистость появляется внутри истинных слоев, осложняя их строение. Слагающие ее «слойки» занимают подчиненное положение по отношению к «истинным слоям». Они сложены литологически однородными породами и отличаются один от другого небольшими изменениями состава и структуры осадка. Говоря о причинах появления «ложной слоистости» (или «слойчатости»), В. Е. Хаив заключает: « ...по-видимому, собственно седиментационная слоистость есть в основном слойчатость». Такое определение принципиально неверно, так как «слой» и «слоистость» (т. е. совокупность слоев) — понятия чисто морфологические. Толща литологически однородных пород может быть и часто бывает слоистой, а массивные литологически неоднородные породы иногда не обладают никакой слоистостью (одна литологическая разность постепенно переходит в другую). Таким образом, литологически разнородные слои представляют собой хотя и распространенный, но лишь частный случай проявления слоистости. При этом слой в таком понимании сам бывает слоистым, а слагающие его «слойки» по размерам не уступают некоторым литологически разнородным слоям. «Слои», в понимании М. М. Тетяева, В. Е. Хаина и Н. Б. Вассоевича, соответствуют литофаниям (см. гл. XIV), каковыми мы и будем называть их в дальнейшем. Литофация может объединять и толщу литологически однородных слоев, и один слой, и даже часть слоя, однородную по лито-логическому составу, и определяет неоднородность (гетерогенность) осадков как функцию меняющихся физико-географических условий среды осадко - накопления. Небольшая группа слоев или даже один слой, отличающиеся от других слоев и сходные по лито логическому составу, цвету, текстуре, структуре и т. п., называются пластом; этот термин особенно часто применяется по отношению к месторождениям пластовых полезных ископаемых (каменных углей, минеральных солей и др.). В горном деле породы, залегающие непосредственно над пластом, называются его кровлей (крышей), а подстилающие пласт — его почвой (подошвой, постелью). Иногда эти названия присваиваются и поверхностям напластования. Кратчайшее расстояние между поверхностями напластования слоя (между кровлей и почвой пласта) определяет его мощность. Уменьшение мощности слоя называют пережимом, увеличение — раздувом. Если мощность-слоя уменьшается до нуля (т. е. слой исчезает), говорят о его выклинивании. Выклинивание слоев может вызываться разными причинами: 1) условиями накопления осадка; любой осадок выпадает на некоторой ограниченной площади, за пределами которой происходит или размыв, или накопление другого осадка; 2) размывом уже выпавшего осадка; 3) тектоническими причинами («вторичное выклинивание»), когда в результате интенсивных напряжений, связанных с эндогенными процессами, слой пережимается вплоть до разрыва и полного исчезновения. Слой (пласт), суживающийся и выклинивающийся на концах, называют линзой или чечевицей. Тонкие слои в толще мощных пластов называют про-пластками или прослойками. Очень тонкая слоистость (мощность каждого слоя не превышает 2—3 мм) называется микрослоистостъю. В настоящее время различают: 1) горизонтальную слоистость (рис. 153), свидетельствующую о неподвижности и покое среды осадконакопления (в морях и озерах на больших глубинах вдали от берега); 2) волнистую слоистость, отражающую движения среды осадконакопления в разных направлениях; 3) косую слоистость (рис. 154), указывающую на движение среды осадконакопления в одном направлении. Слоистость осадочных пород была замечена давно, и упоминания о ней встречаются уже у Леонардо да Винчи. В XVII в. датский ученый Н. Стено высказал следующие положения: а) «Когда образовался слой, ...он был ограничен с боков другим твердым телом или же он покрывал весь земной шар. Поэтому всюду, где мы видим выходы слоев, нужно найти или их продолжение, или другое твердое тело, ограничивающее слой»; б) «Когда слой образовался, его нижняя и боковые поверхности соответствовали поверхностям подстилающих его тел, а верхняя поверхность была всюду параллельна горизонту... Отсюда следует, что слои, перпендикулярные или наклонные к горизонту, были параллельны' в прежнее время». Не менее четко выразил эту мысль М. В. Ломоносов в сочинении «О слоях земных». «Наклонное положение камений диких к горизонту, — писал он, — показывает, что оные слои сворочены с прежнего своего положения, которое по механическим и гидростатическим правилам должно быть горизонтальным». Конечно, и первоначально слой мог отлагаться на наклонной поверхности, но такие слои недолговечны. В морях даже ничтожный уклон поверхности дна (1—3°), как показал А. Д. Архангельский на примере Черного моря, вызывает оползание рыхлого материала, а на суше всякие неровности рель ефа очень быстро уничтожаются эрозионными процессами, например действием проточных вод. Поэтому в ненарушенных тектоническими процессами районах обычно сохраняются только горизонтально залегающие слои оса дочных пород, а слои, отложенные на наклонных поверхностях, представляют собой очень редкое исключение. Горизонтально залегающий слой и есть первичная форма залегания осадочных горных пород. Неслоистые осадочные породы (рифы, ледниковые отложения) редки и специфичны. Первичные (ненарушенные) и нарушенные формы залегания осадочных пород. Поверхности накопления осадков большей частью имели незначительный наклон – менее 1º и лишь на отдельных участках (на склонах наземных и подводных возвышенностей или на склонах долин) были круче – до 10º и более (первичное залегание). Положение поверхностей наслоения могло меняться в процессе осадконакопления в результате неоднородного погружения участков слоя, либо позднее – в результате тектонических разрывных или складчатых нарушений (нарушенное залегание). Поэтому первичное залегание осадочных пород сохраняется далеко не всегда. При изучении и картировании регионов, сложенных осадочными породами, наиболее распространёнными формами залегания является горизонтальное и наклонное залегание слоёв, нормальное или опрокинутое положение, а также согласное или несогласное их взаимоотношение. Поверхности наслоения также могут иметь разнообразные соотношения с подстилающими образованиями, особенно, если эти поверхности являются поверхностями несогласия. Эрозионная поверхность (дневная поверхность) может быть очень выровненной, либо пересечённой. И поэтому новые слои могут либо облекать палеорельеф, либо заполнять углубления и примыкать к нему. Горизонтальное залегание слоёв. Принимается, что ненарушенные слои осадочных пород в грубом приближении залегают горизонтально. Горизонтальным залеганием горных пород называют такое залегание, когда поверхности напластования слоёв в целом совпадают с горизонтальной плоскостью. Но нельзя полностью отождествлять горизонтальное залегание слоёв с первичным залеганием, так как непрерывные колебательные движения земной коры, сопровождавшие процессы осадконакопления, приводят к изменению угла наклона первично горизонтальных слоёв до 1-2º и более. Горизонтальное залегание пород характерно для четвертичных и более древних пород, сформированных в платформенных условиях и не подвергшихся впоследствии деформациям. На геологической карте с горизонталями границы горизонтально залегающих пластов изображаются линиями, идущими параллельно горизонталям рельефа. На аэрофотоснимках границы горизонтально залегающих пород будут криволинейны, описывать рельеф, а степень кривизны будет зависеть от степени расчленённости рельефа. На геологических разрезах границы горизонтально залегающих пород параллельны. При построении геологических разрезов вертикальный масштаб может быть произвольный – увеличен при небольшой глубине разреза и наличии слоёв малой мощности, либо уменьшен, если глубина разреза большая, и слои имеют большую мощность. Определение истинной мощности горизонтально залегающего пласта. Истинная мощность горизонтально залегающего слоя – кратчайшее расстояние между подошвой и кровлей пласта. На геологической карте она определяется по разности высот между кровлей и подошвой слоя, путем интерполяции высотных отметок границ кровли и подошвы по горизонталям рельефа. Ширина полосы (выхода) пласта на карте представляет собой проекцию видимой мощности на горизонтальную поверхность и зависит от истинной мощности пласта и крутизны склона. Чем круче склон, тем меньше ширина выхода. Чем больше истинная мощность при одной крутизне склона, тем шире полоса. В поле обычно определяется видимая мощность – расстояние от подошвы слоя до кровли по уклону склона в перпендикулярном направлении. Истинная мощность горизонтального слоя устанавливается либо с помощью вертикальных горных выработок (шурфов, буровых скважин), либо по видимой мощности по формуле: m = M (sin β), где m – истинная мощность, M – видимая мощность, β – угол наклона линии измерения (склона, дна канавы или расчистки). Истинную мощность также легко определить по видимой мощности графическим путём. Необходимо построить прямоугольный треугольник, в котором: угол между горизонтальным катетом и гипотенузой (угол наклона склона) – β; гипотенуза (видимая мощность слоя, отложенная в масштабе) – М; горизонтальный катет – проекция гипотенузы на горизонтальную плоскость; вертикальный катет (истинная мощность слоя в масштабе) – m. Для определения мощностей горизонтально залегающих слоёв, толщ, серий комплексов широко используются геофизические методы исследований, например, вертикальное электрозондирование (ВЭЗ) или сейсморазведочный. При бескерновом бурении применяются различные виды каротажа скважин. Как правило, в поле может быть измерена видимая ширина выхода наклонного слоя по склону, ширина выхода слоя в горизонтальном срезе, проекция видимой ширины выхода слоя по склону на горизонтальную поверхность и, иногда, вертикальная мощность. Видимая ширина выхода слоя, также как и проекция видимой ширины выхода слоя зависит от крутизны склона, истинной мощности и угла падения слоя. Чем круче склон при одинаковом наклоне пласта, тем меньше видимая мощность. Чем больше истинная мощность при одной крутизне склона, тем больше видимая мощность. Истинная мощность – кратчайшее расстояние (по перпендикуляру) между подошвой и кровлей пласта. Изменение ширины выхода наклонно залегающего слоя в вертикальном разрезе (А) и в плане (Б) в зависимости от истинной мощности (I), угла наклона (II) и формы рельефа (III). α – истинная мощность; α' – проекция ширины выхода слоя на горизонтальную плоскость; α – угол падения слоёв. Для определения истинной мощности необходимо определять видимую мощность, угол падения слоя и угол наклона склона. И тогда истинная мощность слоя может быть определена по формулам. Если истинная мощность слоя определяется в сечении, ориентированном косо по отношению к линии простирания, то вычисления производится по формуле П.М. Леонтовского: M = m (sin α cos β sin γ ± cos α sin β), где: M – истинная мощность; m – видимая мощность; α – угол падения пласта; β – угол наклона рельефа; γ – угол между азимутами линий простирания и измерения. Знак ± употребляется в зависимости от соотношения направления наклонов поверхностей рельефа (или обнажения) и слоя: при наклоне их в одну сторону принимается знак минус, при наклоне в разные стороны – знак плюс. Приведённая выше формула верна при условии, что угол падения пласта больше уклона склона. При погружении в одном направлении пласта и склона, но при большем значении уклона склона, чем угол падения пласта, нужно использовать формулу В.С. Милеева: M = m (cos α sin β – sin α cos β sin γ). На геологических картах с горизонталями можно определить истинную мощность пласта после определения угла наклона и вертикальной мощности и равна вертикалоной мощности, умноженной на значение косинуса угла падения: Mи = mв (cos α). Вертикальная мощность пласта определяется на геологической карте с горизонталями следующим способом. Различные случаи определения истинной мощности наклонно залегающих слоёв в сечениях, перпендикулярных к простиранию слоя. а – при горизонтальной поверхности рельефа; б – по керну буровой скважины; в, г, д – при наклонной поверхности рельефа и разном падении слоя. H – истинная мощность; h – видимая мощность; α – угол падения слоя; β – угол наклона поверхности рельефа. На карте проводят проекцию линии простирания кровли пласта, для чего соединяют прямой две точки пересечения проекции выхода кровли с одной и той же горизонталью карты. Проекцию линии простирания кровли продолжают до пересечения ею проекции выхода подошвы пласта. Путём интерполяции определяют отметку пересечения продолженной проекции выхода кровли с проекцией выхода подошвы пласта. Разность между этими отметками и будет равна вертикальной мощности изображенного на карте пласта. На геологических разрезах, построенных вкрест простирания пород, мощность наклонного слоя измеряется по перпендикуляру между подошвой и кровлей слоя с учётом масштаба разреза. Если геологический разрез построен под косым углом к простиранию пород, то для пересчёта видимых мощностей в истинные можно использовать таблицу, либо геометрические методы. Различают два основных типа соотношения слоёв: согласное и несогласное. Согласное залегание характеризуется отсутствием перерывов в осадконакоплении. Границы слоёв, толщ, свит или серий обычно субпараллельны друг другу. Иногда могут быть случаи «несогласованности» границ, обусловленные первично наклонном согласном залегании пород. При согласном залегании различают: 1 – нормальное согласное залегание, когда слои расположены субгоризонтально; 2 – нарушенное согласное залегание, когда слои лежат наклонно или смяты в складки, но стратиграфическая последовательность сохраняется; 3 – запрокинутое согласное залегание, когда слои перевёрнуты при сохраненной стратиграфической последовательности. Стратиграфическое несогласие - Нарушение возрастной последовательности в напластовании осадочных или вулканогенных толщ, обусловленное выпадением из геологического разреза комплекса слоев, яруса, отдела или даже системы в каком-либо регионе, в результате чего более молодые отложения отделяются поверхностью размыва от подстилающих более древних отложений. При стратиграфическом несoгласии поверхность напластования более молодых толщ параллельна поверхностям напластования более древних толщ. Стратиграфическое несогласие возникает, когда на данном участке земной поверхности, вследствие изменения условий, не происходит накопления осадков, а ранее отложившиеся осадки размываются, после чего снова отлагаются осадки. Это может быть обусловлено поднятием морского дна выше уровня моря, усилением скорости ранее существовавших морских течений или возникновением течений, выносящих илистый материал, а в наземных условиях - поднятием участка земной поверхности на большую высоту, в результате чего усиливается деятельность денудационных агентов и процесс накопления отложений сменяется процессом разрушения и выносом разрушенного материала. Несогласное залегание или несогласие выражает перерыв в осадконакоплении, который выражается отсутствием определенных стратиграфических горизонтов и обусловлен различными (чаще тектоническими) причинами. Такое несогласие называется стратиграфическим. Поверхность, разделяющая несогласно залегающие толщи, называется поверхностью несогласия. При параллельном несогласии линия несогласия на геологической карте будет параллельна границам стратиграфических подразделений. При угловом несогласии линия несогласия обычно совпадает с подошвой нижнего слоя несогласно залегающего стратиграфического подразделения (за исключением границы несогласного прилегания) и на карте она будет пересекать одну или несколько границ нижнего стратиграфического подразделения. В стратиграфической колонке несогласие обозначается волнистой линией (параллельное или стратиграфическое несогласие) и волнисто-угловатой линией (угловое несогласие). На крупномасштабных геологических картах линия или граница несогласия обозначается двойной черной линией – сплошной и точечной, расположенной выше сплошной линии, а на мелкомасштабных – сплошной черной линией. Стратиграфические несогласия по ряду различных признаков (по величине угла несогласия, отчетливости выражения поверхности несогласия, площади распространения, условиям возникновения и др.) могут быть разделены на несколько видов. По величине угла несогласия могут быть выделены параллельное, угловое, азимутальное угловое и географическое несогласия. Параллельное несогласие – такое несогласие, когда два соприкасающихся разновозрастных комплекса залегают одинаково. Оно выражается перерывом в осадконакоплении и параллельным залеганием слоёв выше и ниже поверхности несогласия (рис. 1.42 б). Легко устанавливается, если по обе стороны поверхности несогласия состав пород разный или разновозрастные руководящие остатки ископаемой фауны и флоры, либо есть поверхности подводного размыва или наземной денудации (коры выветривания и др.). Согласное (а) и несогласное параллельное (б) и угловое (в) залегание. Угловое несогласие – такое несогласие, когда два соприкасающихся комплекса залегают под разными углами. Оно выражается перерывом в осадконакоплении, в промежуток которого произошло нарушение нижележащих слоёв (изменение угла наклона, складчатость), что привело к разному углу наклона слоёв, расположенных по обе стороны поверхности несогласия. Азимутальное угловое несогласие – такое несогласие, когда простирание и углы залегания двух соприкасающихся разновозрастных комплексов разные. Оно обусловлено перерывом в осадконакоплении, в промежуток которого произошло нарушение нижележащих слоёв (изменение угла наклона, складчатость), что привело к разному углу наклона слоёв, расположенных по обе стороны поверхности несогласия. Только перерыв этот должен быть более продолжителен. Географическим несогласием называется угловое несогласие с углом менее 1º. Такое несогласие может быть установлено только при картировании обширных территорий, когда можно проследить налегание одного горизонта на разные подстилающие стратиграфические горизонты без видимого нарушения параллельности положения поверхностей наслоения тех и других. По отчетливости поверхности несогласия различают: явное несогласие (с отчётливо выраженными поверхностями несогласия) и скрытое несогласие (с неопределённым положением поверхности несогласия). Схема основных типов структур согласного (I) и несогласного (II) залегания горных пород. Скрытое несогласие может быть между одинаковыми по составу, но разными по возрасту породами. В «немых» толщах его выделит очень трудно. Оно выделяется также там, где трудно выявить и провести поверхность несогласия (например, залегание аркозовых песчаников на сильно выветрелых гранитах, туфопесчаников на туфах и т.д.). По площади распространения выделяются региональные и местные несогласия. Региональные несогласия проявляются на огромных территориях, вызываются общими для больших площадей вертикальными поднятиями, и знаменуют важные геотектонические события (например, несогласие между палеозоем и мезозоем в Средней Азии, между нижним и средним палеозоем на Урале и т.д.). Местные несогласия не имеют широкого распространения и отражают движения и рост отдельных структур. Они образуются обычно в прогибах на локальных структурах поднятия, если поверхность осадконакопления оказывается в пределах действия волновых колебаний или выше уровня воды. По условиям возникновения несогласия делятся на истинные, ложные и внутриформационные несогласия. Истинные несогласия фиксируют перерывы в отложении осадков, вызванные вертикальными движениями земной коры (поднятиями). Они формируются в длительные отрезки времени. К ложным несогласиям относятся различные сложные, но всегда местные размывы в сериях косослоистых пород, сопровождающиеся иногда видимыми угловыми несогласиями (краевое, рассеянное, дисгармоничное). Косая перекрещивающаяся и диагональная слоистость возникает вследствие постоянного изменения поверхности накопления осадка и его перемыва и переотложения. Краевое несогласие наблюдается по краям бассейна осадконакопления и заключается в последовательном утонении и выклинивании отдельных горизонтов с образованием очень слабых угловых несогласий и трансгрессивных перекрытий. Рассеянное (дисперсное) несогласие образуется при развитии складок во время накопления осадков и погружения дна бассейна. Дисгармоничное тектоническое несогласие возникает в результате процессов складкообразования, обусловленных резкими различиями пластичности смежных стратиграфических горизонтов. Высокопластичные слои претерпевают более интенсивное смятие, чем подстилающие или перекрывающие их низкопластичные породы. Внутриформационные несогласия включают несогласия, возникающие в результате размыва, происходящего одновременно (сингенетично) с накоплением осадков. Основная роль при их формировании принадлежит донным течениям. Эти несогласия не отражают переломных моментов в геологической истории района, а характеризуют лишь изменения физико-географических условий в области накопления осадков (например, увеличением скорости движения водной среды) или в зоне денудации. Если же несогласное залегание возникло в результате тектонических перемещений одних толщ относительно других, то такое несогласие называется тектоническим. Критерии установления стратиграфических несогласий. Граница поверхности несогласия обладает рядом признаков, позволяющих отличать ее от обычных границ между слоями. Ниже отмечены основные признаки поверхностей несогласия: 1) характерное строение поверхности несогласия, имеющей в отличие от обычных поверхностей наслоения многочисленные неровности в виде вымоин (карманов) и выступов; 2) угловое несогласие между свитами различного возраста; 3) резкий возрастной разрыв между фауной в выше- и нижележащих слоях (например слои с юрской фауной подстилаются слоями с каменноугольной фауной). Этот критерий наиболее важен для платформенных областей, где угловые несогласия крайне редки, а литологический состав может быть очень близким; 4) резкое различие в степени метаморфизма двух соприкасающихся свит, а также в их насыщенности жильными образованиями; 5) присутствие базального конгломерата в основании несогласно залегающей серии. Конгломерат указывает на стратиграфический перерыв и несогласие и распознается по обилию в нем гальки нижележащих отложении. 6) резкий переход от морских отложений к континентальным или, наоборот, от континентальных к морским большей частью свидетельствует о наличии между ними перерыва в отложении; 7) различные следы выветривания (как физического, так и химического), сохраняющиеся на поверхности несогласия или в породах, залегающих непосредственно ниже ее, также могут быть признаками перерыва. Горизонтальное залегание слоев характеризуется общим горизонтальным или близким к нему расположением поверхностей наслоения. Идеальных горизонтальных поверхностей наслоения в земной коре не встречается. Так как при горизонтальном положении осадочных толщ каждый нижележащий слой является более древним, чем перекрывающий, соотношения разновозрастных слоев с элементами рельефа характеризуются расположением древних слоев в пониженных частях, а наиболее молодых слоев на возвышенных участках рельефа. Истинная мощность слоя при горизонтальном залегании определяется как разность между отметками кровли и подошвы слоя. При наклонном (или моноклинальном) залегании слои на обширных пространствах наклонены в одном направлении. С моноклинальным залеганием мы встречаемся при изучении крыльев складок и флексур. При проведении полевых работ, а затем камеральных исследований геологу постоянно приходится определять и выносить на карту ориентировку различных линий (линия хода маршрута, линия буровых скважин, линия погружения шарнира складки и др.) и плоскостей (контакты слоев – слоистость, поверхности тектонических трещин, плоскостей контактов различных по составу пород и др.). При наклонном залегании измеряются направление и угол наклона слоев. Их положение в пространстве характеризуется элементами залегания, в которые входят понятия о линии простирания, линии падения и угла падения. Линией простирания называется линия пересечения поверхности слоя с горизонтальной плоскостью или, другими словами, любая горизонтальная линия на поверхности слоя является линией простирания данного слоя. Линией падения называется вектор, перпендикулярный к линии простирания, лежащий на поверхности слоя и направленный в сторону его наклона. Линия падения обладает наибольшим углом наклона к горизонту по сравнению с любой другой линией, которую можно провести на поверхности слоя. Углом падения называется угол, заключенный между линией падения и проекцией ее на горизонтальную плоскость. Положение линии простирания в пространстве определяется ее азимутом, а линии падения — азимутом и углом падения. Напомним, что азимутом (рис.5) заданного направления называется правый векториальный угол, заключенный между северным направлением истинного меридиана и заданным направлением. Линия простирания, как и любая другая линия, имеет два противоположных направления, поэтому у линии простирания может быть замерено два азимута, различающихся между собой на 180°. Падение имеет одно определенное направление, и для него может быть замерен только один азимут, отличающийся на 90° от азимута линии простирания. Значение угла падения не может быть больше 90°. Для определения и измерения ориентировки линий в пространстве используется геологический компас. Все замеры производятся по северной стрелке компаса в положении, когда север (нуль на лимбе) компаса ориентирован по измеряемому направлению . Измерение мощности слоя можно производить многими способами. Иногда истинную мощность можно измерить непосредственно в обнажении. С этой целью рулеткой измеряют расстояние между кровлей и подошвой слоя по перпендикуляру к поверхности наслоения. Чаще оказывается возможным измерить лишь видимую мощность слоя. На указаны различные случаи вычисления истинной мощности в сечениях, ориентированных перпендикулярно линии простирания по измеренной видимой мощности, углу падения слоя и наклону поверхности рельефа. Если истинная мощность слоя определяется в сечении, ориентированном косо по отношению к линии простирания, тогда вводят соответствующую поправку на отклонение линии разреза от направления падения. Эти поправки выражаются углом γ, представляющим собой разность между азимутами линий простирания и измерения. Вычисления производят по формуле П. М. Леонтовского: Н = h (sin α соs β sin γ ± соs α sin β), где Н — истинная мощность; h — видимая мощность; α — угол наклона пласта в косом сечении; β — угол наклона рельефа. Знаки плюс и минус употребляются в зависимости от соотношения направления наклонов поверхностей рельефа (или обнажения) и слоя; при наклоне их в одну сторону принимается знак минус, при наклоне в разные стороны плюс. При наклонном положении слоев возможны два принципиально отличных случая их залегания: нормальное и опрокинутое. При нормальном залегании кровля слоя располагается выше его подошвы, при опрокинутом подошва слоя оказывается выше его кровли. При повороте слоев до того момента, пока угол их наклона не станет равным 90°, они будут залегать нормально, т. е. их кровля будет располагаться выше подошвы, и молодые пласты будут налегать на более древние. При повороте на больший угол (хотя угол падения и станет уменьшаться) слои окажутся в перевернутом пли опрокинутом залегании, т, е. их подошва окажется выше кровли, а древние пласты — выше молодых. Горный (геологический) компас такой же жизненно необходимый инструмент в полевой работе геолога, как и молоток. С помощью геологического компаса проводят ориентирование на местности, привязку точек маршрута, обнажений и т.д. и измерение элнментов залегания слоев горных пород. Геологический компас устроен на порядок сложнее обычного туристического. Его отличают наличие клинометра (устройства для измерения вертикальных углов) и иная градуировка лимба (круговой градусной шкалы). Лимб геологического компаса размечен не против, а по часовой стрелке, т.е. запад и восток на нем поменяны местами. Это связано с другой, по стравнению с туристическими компасами, системой определения азимута. Лимб компаса неподвижен, и сторону компаса с отметкой "С" или "0" называют северной. Азимут - угол (величина угла) между направлением на север и направлением на какой-либо удаленный объект, отсчитанный по ходу часовой стрелки. Различают истинный (угол с направлением на географический северный полюс) и магнитный (на магнитный полюс) азимуты. Измерение азимута на объектах. Для измерения азимута на определенную точку, северную сторону компаса направлют на объект (у большинства современных моделей есть дополнительные прицельные приспособления для более точного наведения на объект), приводят компас в горизонтальное положение с помощью уровня (воздушный шарик в этом положении должен занимать центральное положение), разарриетируют (отпускают из фиксированного положения) магнитную стрелку с помощью соответствующей кнопки, после успокоения стрелки снимают отсчет. Азимутом на объект будет тот отсчет по лимбу, на который указывает северный конец стрелки. На отсчет соответствующий обратному азимуту (с объекта на точку, в которой вы находитесь) будет указывать южный конец стрелки. В общем случае полученный азимут будет магнитным. В современный моделях горных компасов часто присутствует специальный винт, с помощью которого лимб может быть повернут на величину магнитного склонения для получения значения истинного азимута сразу. Часто, при наведении компаса на объект, его держат на уровне глаз, и не видят при этом стрелки и лимба. Для того, чтобы избежать этого, многие компаса снабжены зеркальцем, повернув которое на определенный угол, можно видеть и шкалу, и объект одновременно. После того, как стрелка успокоилась, рекомендуется зафиксировать ее и снять отсчет с уже неподвижной стрелки. При измерении любого азимута северный конец компаса ВСЕГДА направляют на объект, либо по направлению измеряемого направления. Для запоминания есть даже полушутливая формулировка "мордой по норду". Элементами залегания слоя называются параметры, однозначно определяющие положения слоя в пространстве. Это линия падения, угол падения и линия простирания. Линия простирания - это любая горизонтальная линия, проведенная на поверхности напластования слоя. Линия падения - линия на поверхности напластования, имеющая наибольший угол наклона к горизонтальной плоскости из всех линий, которые можно провести на поверхности пласта. Она всегда перпендикулярна к линии простирания и направлена в сторону погружения пласта. Угол падения - двугранный угол между плоскостью слоя и горизонтальной плоскостью (угол между линией падения и проекцией ее на горизонтальную поверхность). Азимут простирания измеряют по той же схеме, что и азимут на объект, прикладывая западную или восточную сторону компаса, приведенного в горизонтальное положение, к поверхности напластования слоя. Отсчет может быть снят как по северному, так и по южному концу стрелки, ведь слой простирается в обе стороны. Полученное значение записывают в полевой дневник, проставляя румб, и не ставя значок градуса: Аз. пр. СВ 45. Далее определяют направление линии падения слоя. Для этого можно взять воду или сыпучее вещество и налить (насыпать) на поверхность напластования. Очевидно, что вода потечет вниз по линии падения, имеющей максимальный наклон. Также можно использовать и сам компас: отпустить из фиксированного положения отвес клинометра (соответствующая кнопка обычно находится на нижней стороне компаса), приложить компас к пласту так, чтобы клинометр оказался снизу компаса, и повращать компас в таком положении. Линия, на которой будет получен максимальный угол по клинометру, и будет являться линией падения. При определении азимута падения компас прикладывают в горизонтальном положении к поверхности напластования слоя таким образом, чтобы северный конец компаса был направлен в сторону падения. Отсчет берется также по северному концу стрелки. Значение записывается в полевой дневник аналогично азимуту простирания, но добавляется значение угла падения: Аз. пд. СЗ 315 17, или Аз. пд. СЗ 315 уг. пд. 17. Угол падения измеряется с помощью клинометра. Компас прикладывается к линии падения клинометром вниз, отвес клинометра отпускают из фиксированного положения, и снимают отсчет по специальной шкале, проградуированной по 90 градусов в обе стороны. Важно! Т.к. линии падения и простирания перпендикулярны между собой, азимут простирания можно не измерять во всех случаях, кроме вертикального залегания слоев, а определять прибавляя или вычитая 90 градусов к азимуту падения. В случае вертикального залегания, напротив, не измеряется азимут падения, т.к. не несет никакой информации. Определение элементов залегания слоев по геологической карте. Условные обозначения геологических границ, залегания пород и точечных объектов. 1 – геологические границы установленные (а) и предполагаемые (б); 2 – граница несогласия; 3 – Горизонтальное залегание; 4 – вертикальное залегание; 5 – наклонное залегание нормальное (а) и опрокинутое (б); 6 – преобладающее наклонное залегание; 7 – точки наблюдения (а), коренной выход (б); 8 – элювий (а) и делювий (б); 9 – канава (а), шурф (б), устье скважины (в); 10 – карьер (а), вертикальный уступ (б). На геологической карте с горизонталями нужно найти хотя бы две точки пересечения какой-либо горизонтали с одной и той же поверхностью слоя (кровлей или подошвой). Найденные точки соединяем прямой линией, которая будет линией простирания пласта и её высота будет равна высоте горизонтали. Далее, находим две новые точки пересечения вышележащей или нижележащей горизонтали с той же поверхностью слоя, соединяем их прямой линией и получаем вторую линию простирания с высотой равной отметке другой горизонтали. Затем проводим между ними перпендикулярную линию и помечаем стрелочкой направление падения – оно будет направлено в сторону более низкой отметки линии простирания. Через одну из точек пересечения её с линией простирания проводится линия в направлении «север-юг». По часовой стрелке от северного направления до направления линии падения транспортиром определяем азимут падения. Для определения угла падения необходимо проделать следующие операции. От одного конца перпендикулярной линии между двумя линиями простирания в любую сторону откладывается в масштабе карты разница между высотными отметками двух этих линий, и эта точка соединяется с другим концом перпендикуляра. Угол между этой линией и линией падения будет углом падения слоя (границы). Определение элементов залегания по трём точкам выхода пласта на поверхность или по данным трёх скважин. Три точки соединяются линиями. Получается треугольник, вершины которого имеют разные высотные отметки. Рёбра треугольника разбиваются на определенное количество частей, которое равно разнице между высотными отметками двух смежных точек (углов), разделенной на величину сечения горизонталей. Точки на рёбрах треугольника с равными высотными отметками соединяем линиями, и это будут линии простирания. Дислокации осадочных пород. Основной областью накопления осадков является дно морей и океанов. Здесь осадки часто отлагаются в виде параллельных, практически горизонтальных слоев. Однако в процессе геологического развития первоначальные формы залегания горных пород обычно нарушаются под влиянием эндогенных процессов, главным образом тектонических движений земной коры. Всякое нарушение первоначального горизонтального залегания горных пород называется дислокацией. Дислокации подразделяются на пликативные и дизъюнктивные. Пликативные дислокации (складчатые нарушения). Это дислокации, которые происходят без разрыва сплошности пластов. Среди них различают следующие основные формы: моноклинали, флексуры и складки. Моноклинали представляют собой толщи пластов горных пород, равномерно наклоненных в одну сторону на значительном протяжении. Флексурами называются уступообразные нарушения горизонтально (или моноклинально) лежащих пластов. Флексуры обычно возникают при блоковых смещениях нижележащих пород. При смещениях небольшой амплитуды разрыва не происходит, но мощность пород в зоне сдвига часто бывает сокращенной. У флексур различают нижнее, соединительное и верхнее крылья. Соединительное крыло представляет собой участок, на котором пласты имеют крутой наклон и сокращенную мощность. Складкообразующие движения наглядно проявляются в образовании пликативных дислокаций – складок. Складки – это изгибы слоев горных пород без разрыва сплошности, под действием давления. Складки являются основной формой пликативных дислокаций. Они бывают двух основных видов — антиклинальные и синклинальные. Антиклинальными называются выпуклые складки, в которых пласты падают в противоположные стороны, а в центральных частях залегают более древние породы, чем на периферии. Синклинальными называются вогнутые складки, в которых пласты падают навстречу друг другу, а в центральных частях располагаются более молодые породы, чем на периферии. Антиклинальные и синклинальные складки имеют следующие элементы: крылья, шарнир, замок, угол, осевую поверхность, ось; ядро характеризуется шириной, амплитудой и длиной (рис. 49). Крылья — боковые части складки. Шарнир* — линия, проходящая через точки максимального перегиба любого из пластов, образующих складку. В продольном вертикальном разрезе шарнир нередко воздымается и погружается (ундулирует). Замок — участок складки в области шарнира, где происходит перегиб крыльев. Иногда замок антиклинальной складки назы­вают сводом, а замок синклинали — мульдой. Угол складки — угол, заключенный между крыльями складки, мысленно продолженными до их пересечения. Осевая поверхность — воображаемая поверхность, проходящая через шарниры всех пластов складки. Ось складки (осевая линия складки в плане) — линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной плоскостью. Ядро складки — толща горных пород, слагающих замок антиклинальных и синклинальных складок. Складки различаются по особенностям строения, отражающимся в поперечном сечении и плане. По особенности строения в поперечном разрезе складки делятся на ряд типов. По положению осевой поверхности и крыльев выделяют прямые, наклонные, лежачие и перевернутые складки. У прямых складок осевая поверхность вертикальная, а крылья располагаются симметрично (рис. 50, а). Осевая поверхность наклонных складок наклонена, крылья падают в разные стороны (рис. 50, б). Разновидностью наклонных являются опрокинутые складки, оба крыла которых наклонены в одну сторону. У лежачих складок осевая поверхность находится в положении, близком к горизонтальному, крылья почти параллельны друг другу (рис. 50, б). Осевая поверхность перевернутых складок находится ниже горизонтальной плоскости, крылья развернуты (рис. 50, г).Рис. 50. Типы складок по положению осевой поверхности: а – прямая, б – наклонная, в – перевернутая По характеру расположения крыльев и форме замка различают складки нормальные (гребневидные), изоклинальные, веерообразные и сундучные (коробчатые). У нормальных (гребневидных) складок крылья сходятся под острым углом, а замок имеет остроугольную форму (рис. 51, а). Изоклинальные складки имеют узкий замок и параллельные крылья (рис. 51, б). Веерообразные складки отличаются широким замком, веерообразно расходящимися крыльями и пережатым ядром (рис. 51, в). У сундучных (коробчатых) складок широкий замок и относительно крутые, почти вертикальные крылья (рис. 51, г). Особенности строения складок в плане также позволяют выделить ряд типов. По соотношению длины и ширины различают линейные и прерывистые складки. Линейные образуются при интенсивном смятии пород и имеют узкую вытянутую в плане форму. Отношение длины к ширине у таких складок составляет 10¸1¸20¸1 и более. В периклиналях и центриклиналях пласты залегают более полого, чем на крыльях.Рис. 51. Типы складок по положению крыльев: а – нормальная, б - изоклинальные, в – веерообразные, г – перевернутая Линейные складки в плане бывают прямолинейными, дугообразно изогнутыми, ветвящимися, виргирующими, кулисообразными и сигмовидными (рис. 52). Часто по простиранию один тип линейных складок сменяется другим. Прерывистые складки характерны для областей спокойного геологического развития. В плане их длина незначительно превышает ширину. Среди прерывистых складок выделяют брахискладки, валы, купола и диапиры. У брахискладок отношение длины к ширине изменяется в пределах 2:1—5:1. Среди них различают брахиантиклинали и брахисинклинали. Купола представляют собой антиклинали, у которых отношение длинной оси к короткой меньше 2:1. В плане они имеют округлые изометричные очертания. Синклинальный аналог куполов — мульды. Крупные вытянутые антиклинальные поднятия, состоящие из брахиантиклиналей и куполов, называют валами. Они протягиваются на десятки и сотни километров. Нередко амплитуды валообразных поднятий достигают 200—300 м. Углы падения пластов на крыльях валов невелики и обычно не превышают 3—5°. Своеобразной формой куполовидных прерывистых складок являются диапиры (купола с ядром протыкания). Характерные особенности диапиров — наличие пластичных пород (соль, гипс, глины и др.) в ядре и закономерное увеличение угла наклона пластов от крыльев к ядру складки. Если ядра сложены каменной солью, складки называются соляными куполами. Диапиры образуются при выдавливании высокопластичных пород ядра складки (соль, гипс, глина) вверх, в область пониженного горного давления. В результате диапировые ядра приобретают различные формы — линз, штоков, грибов и т. д. Принято классифицировать складки по двум основным признакам по морфологии и происхождению. Симметричные, асимметричные, прямые, косые, наклонные, опрокинутые, лежачие и др. выделяют по положению осевой поверхности или по форме в поперечном сечении. По отношению длинной оси складки (длины) к ее короткой оси (ширине) или по степени удлиненности на геологических картах различают: линейные, брахиформные куполовидные и чашевидные или мульды. Линейными называют складки, у которых отношение длины к ширине больше трех. Складки овальных очертаний, у которых это соотношение меньше трех, называются брахиформными (брахисинклиналями и брахиантиклиналями; «Брахис» (лат.) — короткий). В случае приблизительно одинаковых поперечных размеров складки называются куполовидными, синклинальные складки этого вида — чашевидными или мульдами. Типы складок На геологических картах складки распознаются по симметричному чередованию полос горных пород, по местам выходов на поверхность шарниров, когда происходит замыкание или выклинивание складки. Помимо складок на фоне слабодислоцированных моноклинально залегающих слоистых толщ горных пород иногда встречаются коленообразные изгибы-ступени, называемые флексурами. Они могут быть очень крупными структурами с коротким крылом в несколько километров и даже десятков километров. Флексуры характерны для платформ. Разрывные дислокации - это дислокации, сопровождающиеся разрывом сплошности пластов горных пород. Они возникают в результате ударного нарастания нагрузки, на которую горные породы реагируют как хрупкие тела. Различают два вида разрывов: 1. Трещины – разрывы без заметного смещения пород друг относительно друга. Совокупность трещин называется трещиноватостью. 2. Дизъюнктивы – это разрывы с заметным смещением пород друг относительно друга. Они проявляются в виде трещин или зон дробления, по которым происходит смещения пластов. Плоскость разрыва, по которой происходит относительное перемещение пластов горных пород, называется сместителем (рис. 54). Примыкающие к этой плоскости участки горных пород называются крыльями (или блоками). При наклонном сместителе различают висячее и лежачее крылья (блоки).Величина относительного перемещения пластов по сместителю называется амплитудой разрыва. Различают амплитуды: истинную (наклонную) — расстояние в плоскости сместителя между кровлей или подошвой одного и того же пласта в висячем и лежачем крыльях; вертикальную — проекция истинной амплитуды на вертикальную плоскость; горизонтальную — проекция истинной амплитуды на горизонтальную плоскость; стратиграфическую — расстояние по нормали между кровлей или подошвой одного и того же пласта в висячем и лежачем крыльях. По характеру, величине, направлению и углу относительного перемещения крыльев разрывы подразделяются на сбросы, взбросы, надвиги и сдвиги. Сбросы представляют собой разрывные нарушения, у которых сместитель наклонен в сторону опущенного крыла, а висячее крыло смещено вниз по отношению к лежачему. Угол наклона сместителя к горизонтальной плоскости составляет 40— 60°. При вертикальном положении сместителя сбросы называются вертикальными. Взбросы представляют собой разрывные дислокации, у которых сместитель наклонен в сторону поднятого крыла, а висячее (поднятое) крыло по отношению к лежачему (опущенному) крылу смещено вверх по круто падающему сместителю (более 60°). Надвиги — разрывные дислокации типа взброса, висячее, крыло которых надвинуто на лежачее по пологому (менее 60°) сместителю. Пологие надвиги большой горизонтальной амплитуды при малом угле наклона сместителя называются шарьяжами, или тектоническими покровами. Горизонтальная амплитуда их может достигать 30—40 км. Сдвиги представляют собой разрывные дислокации, крылья которых смещаются преимущественно в горизонтальном направлении, параллельно простиранию сместителя. Они нередко сочетаются со сбросами, взбросами и надвигами (сбросо-сдвиги и т. д.). Разрывные нарушения обычно встречаются группами, образуя сложные дизъюнктивы: ступенчатые сбросы, грабены и горсты. Ступенчатые сбросы представляют собой систему сбросов, в которой каждое последующее крыло опущено относительно предыдущего. Грабены — это система ступенчатых сбросов, в которой центральная часть опущена относительно периферийных блоков. Горсты — система взбросов, в которой центральная часть приподнята по отношению к периферийным блокам. Признаки нарушенности разломами слоев горных пород на геологических картах следующие: 1) смещение выхода одновозрастных пластов вдоль определенных, часто прямых, линий; 2) удвоение (или вообще повторение) выхода серий пластов, или же наоборот выпадение пластов, нормально существующих в данном районе; 3) соприкосновение по определенным линиям разновозрастных толщ, выведенных на один гипсометрический уровень. Залегание моноклинальное. — нарушенное залегание, при котором слои на значительном расстоянии наклонены в одну сторону, приблизительно под одним и тем же углом, и не повторяются в разрезе. Наклонное залегание слоёв осадочных пород в большинстве случаев является нарушенным или вторичным. При наклонном (или моноклинальном) залегании слои на обширных территориях наклонены в одном направлении и имеют постоянный угол наклона. Такое залегание широко распространено в осадочных отложениях многих геотектонических структур. Углы падения слоёв могут достигать 30º и более. Моноклинальное залегание может быть также в крыльях складок и флексур. Наклонное залегание слоев указывает о вторичных изменениях в их залегании, т.е. о нарушении залегания. Нарушением или дислокацией называется всякое отклонение слоев горных пород от их первоначального положения. Эта форма залегания является простой тектонической дислокацией, но встречается очень часто в природных условиях. При наклоне слоев в одну сторону говорят о моноклинальном залегании. Моноклинали представляют собой широко распространенный тип тектонической структуры. При наклонном (моноклинальном) залегании слоев граничные линии их выходов на поверхность будут проецироваться на карте в виде параллельных ломанных полос с изгибами на различных формах (элементах) рельефа. В условиях горизонтальной поверхности земли при наклонном залегании слоев плоскости напластования пород будут изображаться на карте параллельными прямыми линиями. При наклонном залегании говорят об элементах залегания слоя: простирании, падении (линии падения) и угле падения. Раздел 6 Основы гидрогеологии Тема 6.1. Круговорот воды в природе. Круговорот воды на Земле, называемый также гидрологическим циклом, включает поступление воды в атмосферу при испарении и возвращение ее назад в результате конденсации и выпадения осадков. В общих чертах круговорот воды всегда состоит из испарения, конденсации и осадков. Но он включает три основные "петли": поверхностного стока: вода становится частью поверхностных вод; испарения - транспирации: вода впитывается почвой, удерживается в качестве капиллярной воды, а затем возвращается в атмосферу, испаряясь с поверхности земли, или же поглощается растениями и выделяется в виде паров при транспирации; грунтовых вод: вода попадает под землю и движется сквозь нее, питая колодцы и родники и таким образом вновь попадая в систему поверхностных вод. Согласно схеме круговорота воды, фонд воды в атмосфере невелик; скорость оборота выше, а время пребывания меньше, чем для углекислого газа. На круговороте воды начинают сказываться глобальные последствия деятельности человека. Учет осадков и речного стока во всем мире сейчас хорошо поставлен; необходимо, однако, как можно быстрее наладить более полный контроль всех основных путей движения воды в круговороте. Следует подчеркнуть два других аспекта круговорота воды. 1. Отметим, что море теряет из-за испарения больше воды, чем получает с осадками; на суше положение обратное. Другими словами, та часть осадков, которая поддерживает наземные экосистемы, включая и поставляющие пищу человеку, приходит благодаря испарению с моря. Установлено, что во многих областях 90% осадков приносится с моря 2. Согласно оценкам, вес воды пресных озер и рек - 0,25 геограмма (1геограмм=1020 г), а годовой сток - 0,2 геограмма; следовательно, время оборота составляет около года. Разность между количеством осадков за год (1,0 геограмм) и стоком (0,2 геограмма) составляет 0,8; это и есть величина годового поступления воды в подпочвенные водоносные горизонты. Как уже указывалось, увеличение стока в результате деятельности человека может уменьшить очень важный для круговорота фонд грунтовых вод. Нам следовало бы возвращать больше воды в водоносные слои, не пытаясь хранить ее всю в озерах, откуда она быстрее испаряется Вода в природе может встречаться в трёх состояниях: твёрдом, жидком и газообразном. Вода способна переходить из одного состояния в другое- из твердого в жидкое ( таять) , из жидкого в твёрдое ( замерзать), из жидкого в газообразное (испаряться), из газообразного в жидкое, превращаясь в капельки воды. Жидкая вода на поверхности планеты бывает двух видов: соленая и пресная. Соленая вода находится в морях и океанах, пресная - в реках, озерах, ручьях, водохранилищах, болотах. Подземные воды могут быть как пресными, так и солеными. В таком случае последние называются минеральными водами. Площадь морей и океанов на Земле во много раз превосходит площадь всех рек, озер, болот и водохранилищ вместе взятых. Поэтому, соленой воды на нашей планете во много раз больше, чем пресной. Вода в твёрдом состоянии может быть представлена в виде снега и льда. Лед на Земле находится в ледниках .Ледники могут быть горными и покровными. Горные ледники находятся на наиболее высоких горных вершинах, где из-за низких температур в течение всего года выпавший снег не успевает таять. Наиболее крупные ледники находятся в горах Кавказа, Гималаев, Тянь-Шаня, Памира. Газообразная вода - это водяной пар в атмосфере, который мы видим с земли в виде облаков. Облака образуются на разных высотах, и поэтому имеют разный вид и форму. В зависимости от этого облака делят на слоистые, перистые, кучевые и т.д. Вода находится в постоянном движении. Испаряясь с поверхности водоемов, почвы, растений, вода накапливается в атмосфере и, рано или поздно, выпадает в виде осадков, пополняя запасы в океанах, реках, озерах и т.п. Таким образом, количество воды на Земле не изменяется, она только меняет свои формы - это и есть круговорот воды в природе. Из всех выпадающих осадков 80% попадает непосредственно в океан. Для нас же наибольший интерес представляют оставшиеся 20%, выпадающие на суше, так как большинство используемых человеком источников воды пополняется именно за счет этого вида осадков. Упрощенно говоря, у воды, выпавшей на суше, есть два пути. Либо она, собираясь в ручейки, речушки и реки, попадает в результате в озера и водохранилища - так называемые открытые (или поверхностные) источники водозабора. Либо вода, просачиваясь через почву и подпочвенные слои, пополняет запасы грунтовых вод. Поверхностные и грунтовые воды и составляют два основных источника водоснабжения. Оба этих водных ресурса взаимосвязаны и имеют как свои преимущества, так и недостатки в качестве источника питьевой воды. Круговорот воды является одним из грандиозных процессов на поверхности земного шара. Он играет главную роль в связывании геологического и биотического круговоротов. В биосфере вода, непрерывно переходя из одного состояния в другое, совершает малый и большой круговороты. Испарение воды с поверхности океана, конденсация водяного пара в атмосфере и выпадение осадков на поверхность океана образуют малый круговорот. Если же водяной пар переносится воздушными течениями на сушу, круговорот становится значительно сложнее. В этом случае часть осадков испаряется и поступает обратно в атмосферу, другая - питает реки и водоемы, но в итоге вновь возвращается в океан речным и подземным стоком, завершая тем самым большой круговорот. Важное свойство круговорота воды заключается в том, что он, взаимодействуя с литосферой, атмосферой и живым веществом, связывает воедино все части гидросферы: океан, реки, почвенную влагу, подземные воды и атмосферную влагу. Вода - важнейший компонент всего живого. Грунтовые воды, проникая сквозь ткани растения в процессе транспирации, привносят минеральные соли, необходимые для жизнедеятельности самих растений. Наиболее замедленной частью круговорота воды является деятельность полярных ледников, что отражают медленное движение и скорейшее таяние ледниковых масс. Наибольшей активностью обмена после атмосферной влаги отличаются речные воды, которые сменяются в среднем каждые 11 дней. Чрезвычайно быстрая возобновляемость основных источников пресных вод и опреснение вод в процессе круговорота являются отражением глобального процесса динамики вод на земном шаре. Водный баланс земного шара. Круговорот воды в природе можно охарактеризовать уравнениями водного баланса, которые устанавливают связь между приходом и расходом воды в морях и океанах, на суше и земном шаре в целом. Для составления этих уравнений введем обозначения: Ем – объем воды, испаряющейся за год с морей и океанов в среднем за многолетний период; Ес – то же с поверхности суши; Хм – среднемноголетний объем осадков, выпадающих за год на поверхность морей и океанов; Хс – то же на поверхность суши; У – объем воды, стекающей за год с суши в моря и океаны. Длительными наблюдениями установлено, что средний уровень воды в морях и океанах остается из года в год одинаковым. Поэтому ежегодная убыль воды из морей и океанов за счет испарения должна равняться сумме осадков на их поверхность и стока с суши: Ем = Хм + Y. Таким же образом можно составить аналогичное уравнение для суши Ес = Хс – Y. Сложив уравнения, получим уравнение водного баланса для земного шара в целом Ем + Ес = Хм + Хс Последнее уравнение показывает, что объем воды, испаряющейся за год с морей, океанов и суши, равен годовому объему осадков, выпадающих на их поверхность. Водный баланс речного бассейна. Речным бассейном называется территория, с которой вода стекает по поверхности земли только в данную реку. Уравнение водного баланса отдельного речного бассейна для любого года имеет вид х + q = Е + у + r ± Δw, где х – объем годовых осадков на поверхность бассейна; q – объем подземных вод, притекающих из соседних бассейнов; Е – объем испарения с поверхности бассейна; у – объем годового стока реки; r – объем подземных вод, оттекающих в соседние бассейны; Δw – изменение запаса грунтовых вод в бассейне. Членами q и r, ввиду их незначительной величины, обычно пренебрегают. В годы с большим количеством осадков запас грунтовых вод в бассейне увеличивается, и член Δw учитывается со знаком плюс. В засушливые годы Δw имеет знак минус. Для многолетнего периода, в течение которого многоводные годы чередуются с маловодными, Δω можно не учитывать. Уравнение водного баланса речного бассейна принимает при этом более простой вид х0 = у0 + Е0 где х0, у0, Е0 – среднемноголетние объемы годовых осадков, стока и испарения. Обычно в метеорологии осадки выражаются высотой слоя воды (мм), выпавшей за какой-нибудь период (сутки, месяц, год). Если выпадают твердые осадки, они пересчитываются на жидкие. Максимально возможное среднемноголетнее испарение Еm (мм) за год можно определить по формуле В.С. Мезенцева и И.В. Карнацевича Еm = 306 + 0,2ΣТ>10 где ΣТ>10 – сумма среднесуточных температур воздуха выше 10°С. Объем годового стока получается путем вычитания объема испарения из объема осадков. Тема 6.2. Происхождение подземных вод, их физические свойства. Основным источником формирования подземных вод в зоне дренирующего влияния гидрографической сети является инфильтрация атмосферных осадков. На гребнях высоких хребтов и отдельных вершинах, где породы разбиты зияющими трещинами и имеются развалы глыб, подземные воды получают дополнительное питание за счет конденсации влаги из атмосферы на поверхности трещин и глыб. В пределах Уральской горно-складчатой области формируются подземные воды в зоне трещиноватости разнообразных по составу пород с единой гидравлической поверхностью, уклон которой совпадает с уклоном поверхности рельефа. Местами эта поверхность осложняется. Она может отсутствовать на крутых и обрывистых склонах и частично деформироваться в зонах повышенной водообильности пород в зоне закарстованных пород или зон разломов, которые являются естественными дренами для пород прилегающих участков, а поток подземных вод направлен вдоль этих дрен. Относительно зон разломов следует отметить, что при прочих равных условиях они являются важнейшим критерием для установления наиболее обводненных участков пород, перспективных для сооружения водозаборов. Опыт проходки карьеров и подземных горных выработок свидетельствует о наибольшей обводненности пород и на большую глубину в этих зонах. Поэтому все без исключения зоны разломов следует считать водоносными независимо от наличия слабо проницаемых отрезков на их протяжении вдоль отдельных плоскостей скольжения и милонитизации пород. Наибольшее количество атмосферных осадков в горной области предопределило наиболее высокое значение модуля естественных ресурсов подземных вод и большую годовую амплитуду колебания (до 20 м) их уровня и колебания дебита родников в течение года до 30 и более раз. Наименьший модуль естественных ресурсов отмечен в юго-восточной засушливой части территории. При этом кроме количества атмосферных осадков, модуль зависит и от состава пород. Во всех случаях при прочих равных условиях наибольшие значения его характерны для карбонатных пород, наименьшие для позднепалеозойских гранитных массивов. Годовая амплитуда колебания уровня подземных вод уменьшается по мере возрастания засушливости климата до 5-3 м. В пределах артезианских бассейнов в зоне дренирующего влияния гидрографической сети режим уровня подземных вод также зависит от степени влажности климата и литологии. В нижнепермских карбонатных породах Уфимского плато годовая амплитуда уровня вод достигает 18 м, а дебитов родников изменяется до 30 раз и более. В слабопроницаемых алевролитах амплитуда снижается до 2-3 м. По мере погружения пород ниже вреза гидрографической сети связь пластовых вод артезианских бассейнов с поверхностью затрудняется и выделяется зона замедленного водообмена. Режим подземных вод становится более стабильным и годовая амплитуда колебания их уровня становится меньше многолетней. В Волго-Камском артезианском бассейне это характерно прежде всего для вод верхнепермских пород, подстилаемых региональным водоупором в виде галогенных пород кунгурского яруса. В Тобольском артезианском бассейне в этой зоне находится опоковый водоносный горизонт серовской и талицкой свит, а также воды верхнего мела. Направление движения подземных вод происходит в сторону общего погружения пород. Ниже региональных водоупоров (галогенных пород кунгурского яруса в Волго-Камском и нижнемеловых глинистых пород в Тобольском артезианских бассейнах) связь подземных вод с поверхностью практически отсутствует и выделяется зона весьма замедленного водообмена. Минерализация и химический состав подземных вод в зоне дренирующего влияния гидрографической сети на всей описываемой территории определяется количеством атмосферных осадков и составом пород. В горной области при обилии атмосферных осадков формируются ультрапресные воды с минерализацией до 0,1 г/л при значительной пестроте химического состава (рис. 6). Для карбонатных пород состав вод повсеместно гидрокарбонатный кальциевый и магниево-кальциевый, а для ультраосновных пород - магниевый при минерализации до 0,3 г/л. В гипсах и загипсованных породах Волго-Камского бассейна воды минерализованы до 3 г/л при сульфатном кальциевом составе. Они распространены среди вод с минерализацией до 0,5 г/л гидрокарбонатного, реже сульфатно-гидрокарбонатного магниево-кальциевого, кальциевого и переменного катионного состава. Засушливость климата юго-восточной части территории в результате процессов континентального засоления формирует пеструю минерализацию (до 20 г/л и более) и химический состав подземных вод с преобладанием среди анионов сульфатов и хлоридов, а среди катионов  натрия и магния. Даже карбонатные породы на междуречьях имеют повышенную минерализацию и только в речных долинах они пресные за счет промываемости пород в половодье. В артезианских бассейнах в зонах замедленного и весьма замедленного водообмена воды повсеместно минерализованы. В Волго-Камском артезианском бассейне в разрезе верхнепермских пород в зоне замедленного водообмена преобладают сульфатные и хлоридно-сульфатные кальциевые, натриево-кальциевые и натриевые воды с минерализацией до 30 г/л. В Тобольском артезианском бассейне развиты почти исключительно хлоридные натриевые воды с минерализацией до 20 г/л. В зоне весьма замедленного водообмена в обоих артезианских бассейнах развиты хлоридные натриевые воды. В Волго-Камском бассейне в девонских отложениях имеются и кальциево-натриевые. Величина минерализации этих вод в Тобольском артезианском бассейне до 50 г/л, в Волго-Камском до 350 г/л. Состав растворенных в водах газов изменяется с глубиной. В зоне активного водообмена он кислородно-азотный, который сохраняется в целом и в зоне замедленного водообмена. В зоне весьма замедленного обмена в Волго-Камском артезианском бассейне до глубины 1500 м, а местами и до 2200 м, присутствуют сероводород, азот и метан, в Тобольском артезианском бассейне сероводород отсутствует и преобладает метан. Температура подземных вод в артезианских бассейнах возрастает по мере увеличения глубины их залегания. При этом в Тобольском артезианском бассейне на глубине 1000 м она достигает 50С, а в Волго-Камском не превышает 20С. В настоящее время выделяют по происхождению следующие типы подземных вод: 1) инфильтрационные, образующиеся от просачивания в породы атмосферных и поверхностных вод; 2) конденсационные, возникшие при конденсации водяных паров атмосферного и почвенного воздуха; 3) седиментационно-диагенетические морские воды, оставшиеся в морских иловых осадках и проникшие в толщи пород, как во время стадии диагенеза, так и позднее (Н.И. Андрусов, В.И. Вернадский, Г.Н. Каменский); 4) магматические (эндогенные) воды (Э. Зюсс) Нередко в природе подземные воды образуются смешанным путем, что подтверждается химическим и газовым составом вод, их режимом и данными пьезометрических напоров. Воды смешанного происхождения – самые распространенные. В настоящее время большинство исследователей полагают, что выделение вод и газов из верхней мантии происходило в процессе разогревания Земли на ранних стадиях ее формирования. Это и дало начало зарождению гидросферы и атмосферы. Подземные воды формируются в основном из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся вод (инфильтрующих) в землю на некоторую глубину, и из вод из болот, рек, озер и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, прогоняемой таким образом в почву, составляет 15-20 % общего количества атмосферных осадков. Проникновение вод в грунты (водопроницаемость), слагающих земную кору, зависит от физических свойств этих грунтов. В отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы: водопроницаемые, полупроницаемые и водонепроницаемые или водоупорные. К водопроницаемым породам относятся крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески, трещиноватые породы и т.д. К водонепроницаемым породам – массивнокристаллические породы (гранит, мрамор), имеющие минимальную впитывать в себя влагу, и глины. Последние, пропитавшись водой, в дальнейшем ее не пропускают. К породам полупроницаемым относятся глинистые пески, рыхлые песчаники, рыхловатые мергели и т.п. Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится в верхнем слое осадочных пород. В нем по характеру водообмена с поверхностными водами выделяют три зоны: зону свободного водообмена (верхнюю), зону замедленного водообмена (среднюю) и зону весьма замедленного водообмена (нижнюю). Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. Это – древние воды. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, иод и другие вещества. Подземные воды образуются различными способами. Один из основных способов образования подземной воды – просачивание, или инфильтрация, атмосферных осадков и поверхностных вод (озёр, рек, морей и т.д.). По этой теории, просачивающаяся вода доходит до водоупорного слоя и накапливается на нём, насыщая породы пористого и пористо-трещинноватого характера. Таким образом возникают водоносные слои, или горизонты подземных вод. Поверхность грунтовых вод, называется зеркалом грунтовых вод. Расстояние от зеркала грунтовых вод до водоупора называют мощностью водоупорного слоя. Количество воды, просочившийся в грунт, зависит не только от его физических свойств, но и от количества атмосферных осадков, наклона местности к горизонту, растительного покрова и др. При этом длительный моросящий дождь создает лучшие условия для просачивания, чем обильный ливень, так как чем интенсивнее осадки, тем с большей скоростью выпавшая вода стекает по поверхности почвы. Крутые склоны местности увеличивают поверхностный сток и уменьшают просачивание атмосферных осадков в грунт; пологие, наоборот, увеличивают их просачивание. Растительный покров (лес) увеличивает испарение выпавшей влаги и в то же время усиливает выпадение осадков. Задерживая поверхностный сток, он способствует просачиванию влаги в грунт. Для многих территорий земного шара инфильтрация является основным способом образования подземных вод. Однако имеется и другой путь их образования – за счёт конденсации водяных паров в горных породах. В тёплое время года упругость водяного пара в воздухе больше, чем в почвенном слое и нижележащих горных породах. Поэтому водяные пары атмосферы непрерывно поступают в почву и опускаются до слоя постоянных температур, расположенного на разных глубинах – от одного до нескольких десятков метров от поверхности земли. В этом слое движение паров воздуха прекращается в связи с увеличением упругости водяных паров при повышении температуры в глубине Земли. Вследствие этого возникает встречный поток водяных паров из глубины Земли вверх – к слою постоянных температур. А в зоне постоянных температур в результате столкновения двух потоков водяных паров происходит их конденсация с образованием подземной воды. Такая конденсационная вода имеет большое значение в пустынях, полупустынях и сухих степях. В знойные периоды года она является единственным источником влаги для растительности. Таким же способом возникли основные запасы подземной воды в горных районах Западной Сибири. Оба способа образования подземных вод – путём инфильтрации и за счёт конденсации водяных паров атмосферы в породах – главные пути накопления подземных вод. Инфильтрационные и конденсационные воды иногда называются вандозными водами (от лат. "vadare" – идти, двигаться). Эти воды образуются из влаги атмосферы и участвуют в общем круговороте воды в природе. Некоторые исследователи отмечают еще один способ образования подземных вод – ювениальные. Многие выходы этих вод в районах современной или недавней вулканической активности характеризуются повышенной температурой и значительной концентрацией солей и летучих компонентов. Для объяснения генезиса таких вод австрийский геолог Э. Зюсс в 1902 году выдвинул теорию ювенильного (от лат. "juvenilis" – девственный). Такие воды, как считал Зюсс, образовались из газообразных продуктов, в изобилии выделяющихся при вулканической активности и дифференциации магматической лавы. Более поздние исследования показали, что чистых ювенильных вод, как их понимал Э. Зюсс, в поверхностных частях Земли не существует. В природных условиях подземные воды, возникшие разными способами, смешиваются друг с другом, приобретая те или иные свойства. Однако определение генезиса подземных вод имеет большое значение: оно облегчает подсчёт запасов, выяснение режима и их качество. Уровень грунтовых вод подвержен постоянным колебаниям. Так, во время весеннего половодья и паводков уровень воды в реке, поднимаясь выше уровня речного потока, направленного к реке, вызывает отток воды из нее и подъем уровня грунтовых вод. Это снижает высоту уровня весенних половодий. На спаде грунтовые воды начинают питать реку, и уровень грунтовых вод понижается. Грунтовые воды могут образовываться за счет искусственных гидротехнических сооружений например таких, как оросительные каналы. Так, при строительстве Каракумской оросительной системы за счет переброса части стока сибирских рек, в пустынной части значительное количество воды уходило не столько на поливные нужды, сколько на испарение и в грунт. Произошло это вследствие того, что большая часть оросительной системы проходила по песчаным почвам, где коэффициент фильтрации достаточно высок, и несмотря на противофильтрационные меры, падения уровней воды за счет фильтрации воды в грунт были велики. Все это, помимо уменьшения стока рек, приводило к тому, что содержащиеся в грунте соли растворялись грунтовыми водами, и при движении подводных потоков обратно в канал происходило его засоление и загрязнение илом. По происхождению выделяется несколько типов подземных вод. Инфильтрационные воды образуются благодаря просачиванию с поверхности Земли дождевых, талых и речных вод. По составу они преимущественно гидрокарбонатно-кальциевые и магниевые. При выщелачивании гипсоносных пород формируются сульфатно-кальциевые, а при растворении соленосных — хлоридно-натриевые воды. Конденсационные подземные воды образуются в результате конденсации водяных паров в порах или трещинах пород. Седиментационные воды формируются в процессе геологического осадкообразования и обычно представляют собой измененные захороненные воды морского происхождения — хлоридно-натриевые, хлоридно-кальциево-натриевые и др. К ним же относятся погребённые рассолы солеродных бассейнов, а также ультрапресные воды песчаных линз в моренных отложениях. Воды, образующиеся из магмы при её кристаллизации и вулканическом метаморфизме горных пород, называются магматогенными, или ювенильными (по терминологии Э. Зюсса). Подземные воды находятся в горных породах в разных формах, в связи с чем выделяются воды различных видов. Виды вод в породах изучались преимущественно почвоведами и грунтоведами (А. Ф. Лебедев, С. И. Долгов, А. М. Васильев, А. А. Роде, Е. М. Сергеев и др.), так как формы нахождения вод в породах имеют большое значение для физиологии растений и механики грунтов. Однако виды вод в породах важны и для гидрогеологии нефтяных и газовых месторождений. Согласно новейшим схемам в породах имеются воды следующих видов: свободная гравитационная (жидкая), свободная капиллярная (жидкая), сорбционно-замкнутая, стыковая (пендулярная), рыхло связанная (лиосорбированная), прочно связанная (адсорбированная), □арообразная, твердая (лед), цеолитная, кристаллизационная и конституционная вода минералов. Свободная гравитационная вода находится в ка- пельно-жидком состоянии в проницаемых породах (коллекторах) в сверхкапиллярных порах, передает гидростатическое давление, передвигается под действием гравитационной силы. Капиллярная вода, (тоже свободная) находится в капиллярных порах и при их сплошном заполнении может передаватьгидростатическое давление; при частичном заполнении пор она подчиняется лишь менисковым силам. Сорбционно-замкнутая вода представляет собой капельно-жидкую воду, изолированную от основной массы воды, насыщающей породу, слоями связанной или стыковой воды (см. ниже). По физическим свойствам капиллярная и сорбционно-замкнутая воды существенно не отличаются от свободной гравитационной. Связанные воды удерживаются на поверхности минеральных частиц породы силами молекулярного сцепления, образуя слой, толщина которого может достигать нескольких сот диаметров молекулы воды. Внешняя, большая, часть этого слоя представлена рыхло связанной (лиосорбиро- ванной) водой. Эта вода уже отличается рядом свойств от капельпо-жид- кой воды — так, растворяющая способность ее меньше и т. п. Связанные воды целиком заполняют субкапиллярные поры и находятся также у стенок поровых каналов большего диаметра. Связанные воды находятся как в водопроницаемых, так и в водоупорных породах (глинах, плотных известняках и т. п.), в частности и в таких, где свободные воды отсутствуют. В местах сближения минеральных частиц породы слои связанных вод утолщается — там находится стыковая вода. Адсорбированная (прочно связанная) вода образует на поверхности минеральных частиц слой толщиной в несколько молекул. Она удерживается очень большим (до 10 ООО кгс/см2) давлением и по своим свойствам близка к твердому телу. Температура плавления адсорбированной воды около 78° С. Согласно новейшей схеме, разработанной Р. И. Злочевской и Е. М. Сергеевым (1969), все физически связанные воды в породах разделяются на три категории: 1) прочно связанная вода — мономолекулярный слой, связанный координационными и электростатическими силами с атомами и катионами, входящими в кристаллическую решетку минералов; 2) слабо связанная вода — полимолекулярный слой, связанный водородными и межмолекулярными связями Рис. 21. Формы нахождения воды в пустотах горных пород: а – гигроскопическая, б – пленочная, в – капиллярная, г – гравитационная,. 1 – зерна породы, 2 – вода с гидроксилами поверхности минералов и молекулами прочно связанной воды; 3) рыхло связанная вода — вода микрокапилляров, удерживаемая менисковыми и осмотическими силами. В отличие от рассмотренных форм физически связанных вод химически связанные воды входят в состав минералов. По степени прочности связи с веществом минералов различают цеолитную, кристаллизационную и конституционную воды. Особое положение занимает вода, находящаяся в минералах в виде включений в совершенно замкнутых полостях. Эта вода бывает капельно-жидкой и по своим свойствам близкой к свободным водам. Цеолитная вода содержится в минералах в непостоянных количествах (например, в цеолитах, опале Si02-rcH20). К цеолитным водам по этому признаку следует относить очень важную группу связанных вод — воды, находящиеся в межпакетных (межслоевых) промежутках глинистых минералов (монтмориллонита, иллита, и т. п.). Эта вода, которую можно назвать меж пакетной, в некоторых глинистых минералах содержится в очень значительных количествах: в монтмориллоните — до 24% (от массы минерала), в леверрьерите — до 17% и т. п. Учитывая породообразующую функцию названных минералов, можно представить себе количества межпакетных цеолитных вод в таких важнейших осадочных породах, как глины, и их существенную роль в гидрогеологических процессах. Кристаллизационная вода (например, в гипсе CaS04-2H20) входит в состав кристаллической решетки минерала в постоянном количестве, но при ее удалепии из минерала не происходит полного разрушения его. В отличие от этого конституционная вода (например, в слюдах) выделяется лишь- при полном разложении минералов. Конституционную воду минералов можно и не включать в число видов подземных вод (а ее массу — в состав подземной гидросферы). Для выделения связанных вод различных видов из пород и минералов требуются повышенные давления и температуры, которые должны быть тем больше, чем прочнее связь воды с твердым веществом. Особое место занимают подземные воды, находящиеся в виде льда и пара. Распространение подземных льдов в областях многолетней и многовековой мерзлоты и подземных паров в областях вулканизма весьма велико и имеет большое практическое значение. На больших глубинах находятся также жидкие перегретые воды. Таким образом, вода в различных формах заполняет поры и пустоты" горных пород, обволакивает отдельные минеральные частицы и пронизывает твердое минеральное вещество. Вода находится как в водопроницаемых коллекторах (песках, песчаниках, пористых и трещиноватых известняках и доломитах, трещиноватых магматических и метаморфических породах), так и в породах практически водонепроницаемых — водоупорах. Количество воды в водоупорных глинах по некоторым данным может превышать 40% по массе. В основном это связанные воды различных видов, выделяемые из породы путем отжима. Тема 6.3. Химический, газовый и бактериальный состав подземных вод. Подземная вода разных территорий, ландшафтов, областей имеет уникальный химический состав. Подземная вода может двойственно влиять на организм человека при ее употреблении. При содержании одних компонентов в определенных концентрациях, вода оказывает терапевтическое действие. С давних времен люди используют минеральные воды для лечения различных заболеваний. При содержании в ней других компонентов в определенных концентрациях, могут развиваться серьезные заболевания. Что же такое состав подземных вод? Академик Вернадский считал подземные воды сложным водными растворами. В составе растворов помимо молекулы воды выделяются: химические неорганические и органические компоненты, микроорганизмы, газы. Большое значение играют изотопы химических элементов как самой воды (H2O), так и растворенных веществ. Важным критерием, обобщающим содержание всех компонентов, является минерализация. Минерализация измеряется в граммах растворенного вещества на литр воды (г/л). Подземные воды подразделяются на пресные, (минерализация до 1 г/л) вкус не чувствуется, солоноватые (минерализация от 1 до 25 г/л), соленые (от 25 до 50 г/л) и рассолы (выше 50 г/л). Пресные воды используются для питьевого водоснабжения, именно для добычи этих вод организовываются водозаборные скважины и водозаборы. Солоноватые воды используются как минеральные для лечебных целей. Соленые и рассолы используются в промышленных целях для добычи растворенных компонентов путем осаждения. Подземные воды состоят преимущественно из 6 неорганических компонентов, определяющих химический состав подземных вод и называемых макрокомпонентами. Это анионы: гидрокарбонат ион (HCO3), хлорид ион (Cl), сульфат ион (SO4); катионы: ион кальция (Ca), магния (Mg), натрия (Na). Поверхностные воды, грунтовые воды, а так же осадки имеют преимущественно гидрокарбонатно-кальциевый состав. Морские воды имеют состав хлоридно-натриевый. Подземные воды напорных артезианских бассейнов имеют пестрый состав, от хлоридно-натриевых и заканчивая сульфатно-магниевыми водами. Состав природных вод отображен на диаграмме ионного состава вод различного происхождения. Микрокомпоненты содержатся в незначительных концентрация в воде (определяемых в миллиграммах и долях миллиграммов в литре воды). Это железо (Fe), марганец (Mn), медь (Cu), цинк (Zn), свинец (Pb), алюминий (Al), фтор (F) и другие. От данных компонентов зависят токсилогические (показатель вредности) характеристики подземной воды. Концентрация многих микрокомпонентов благотворно влияет на организм. Компонентами органических веществ являются представители всех химических групп (углеводы, белки, липиды) и классы (карбоновые кислоты, углеводороды, спирты, альдегиды, кетоны, амины, эфиры). Особое значение имеют гумусовые кислоты. Органические вещества поступают в подземную воду из почв, нефтяных залежей, горных пород. Часть веществ поступает в в готовом виде. Это в основном химически и биологически стойкие соединения типа гумусовых веществ, фенолов, углеводородов и др. Другая часть является продуктом сложных физико-химических и биохимических превращений. Все содержавшиеся в подземных водах органические вещества участвуют в био- и геохимических процессах. Химические элементы, в частности тяжелые металлы, вступают в химическое взаимодействие с органическими веществами, образуют миграционно подвижные формы, загрязняющие подземные воды и угрожающее здоровью человека. Подземные воды и газы находятся в постоянном взаимодействии. По происхождению газы бывают: воздушные (N2, O2, CO2, Ne, Ar), биохимические (CH4, CO2, H2S, H2) и химические (CO2, H2S, СО , N2, HCl), ядерных реакций. Воздушные газы проникают в литосферу из атмосферного воздуха. Биохимические газы образуются при разложении микроорганизмами веществ. Химические газы образуются в результате взаимодействии воды и породы. Газы ядерных реакции образуются вследствие радиоактивных распадов и образования дочерних газообразных изотопов. Газы растворяются в воде, а при изменении условий выделяются. Газы при определенных концентрациях являются ядовитыми веществами. Изотопы — разновидности одного и того же химического элемента, различающиеся массой атомов. Различают стабильные и радиоактивные изотопы химических элементов как самой воды (H и O), так и содержавшихся в ней макро- и микрокомпонентов. Наиболее часто встречающимися являются стабильные изотопы водорода (1H, 2H), кислорода (16O,1), углерода (12C, 13C), серы (32S), гелия (3He), аргона (36 Ar). Вода - продукт соединения двух химических элементов, имеющих несколько изотопов. Для водорода известны три изотопа: протий H, массовое число 1; дейтерий H(D), массовое число 2; тритий H(T), массовое число 3. Содержание дейтерия в природной смеси изотопов водорода 0,014-0,015 %. Для кислорода известны также три изотопа с массовыми числами 16, 17 и 18, соотношение которых в природной смеси изотопов равно 2670:1:5. Вода - это смесь девяти различных видов молекул, поэтому в зависимости от их количественного соотношения изменяются свойства воды, особенно ее плотность. Все химические элементы в зависимости от их содержания в подземных водах принято делить на 4 группы. Макрокомпоненты включают преобладающие элементы и комплексные соединения. Они определяют химический тип воды. Микрокомпоненты - химические элементы или их соединения, содержащиеся в подземных водах. Они оказывают значительное влияние на специфические особенности её состава и влияют на биологические процессы. Микрокомпоненты используются для выяснения условий формирования подземных вод, а так же могут являться поисковым критерием на рудные полезные ископаемые. Радиоактивные элементы представляют собой неустойчивые изотопы, в результате чего происходит их непрерывный распад. Макрокомпоненты составляют основу солёности воды, которая оценивается общей минерализацией – суммой ведущих солей, растворённых в воде. Общая минерализация подсчитывается либо по результатам химического анализа отдельных компонентов, либо путём выпаривания 1 литра воды. Получаемый осадок носит название сухого остатка. Общая минерализация измеряется обычно в г/л. Классификация подземных вод по общей минерализации Класс вод Подкласс вод Минерализация, г/л Пресные Ультрапресные менее 0,2 Умеренно пресные 0,2-0,5 Собственно пресные 0,5-1,0 Солоноватые Слабосолоноватые 1-3 Умеренно солоноватые 3-10 Солёные Слабосоленые 10-30 Сильносоленые 30-50 Рассолы Слабые 50-100 Крепкие 100-320 Сверхкрепкие 320-500 Предельно насыщенные Более 500 Другой важный параметр воды – жёсткость, которая обусловлена суммой ионов кальция и магния. Различают общую, устранимую и постоянную жёсткость. Общая жёсткость обусловлена общим содержанием в воде ионов Са и Мg. Устранимая (временная) жёсткость – определяется той частью названных ионов, которая выпадает в осадок при кипячении. Постоянная жёсткость обусловлена содержанием в воде той части ионов Са и Мg, которая остаётся в воде после кипячения. Классификация пресных подземных вод по общей жёсткости: Очень мягкие - до 1,5 мг-экв/л Мягкие - 1,5 – 3,0 мг-экв/л Умеренно жёсткие-3,0 – 6,0 мг-экв/л Жёсткие- 6,0 – 9,0 мг-экв/л Очень жёсткие- более 9,0 мг-экв/л Ещё одной важной характеристикой подземных вод является ионно-солевой состав. Он определяется генетическим типом вод и характеризуется их химическим составом. Классификация В.А. Александрова основана на трёх главных признаках: 1. Преобладающие анионы 2. Биологически активные элементы 3. Физические свойства По этим признакам все воды делятся на 6 групп :гидрокарбонатные, хлоридные, сульфатные,комбинированные,воды предыдущих 4-х групп, но содержащие значительное количество биологически активных микрокомпонентов,воды предыдущих 5-ти групп, но содержащие значительное количество газов. Важной составляющей подземных вод являются газы. Наиболее расространёнными являются кислород, углекислый газ, сероводород, водород, метан, тяжёлые углеводороды, азот и благородные газы. Содержание газа в воде определяется газонасыщенностью. Способность газов к растворению в воде неодинакова и определяется коэффициентом растворимости. Все подземные воды содержат растворённые органические вещества, среди которых доминируют вещества гумусового и нефтяного ряда. Отбор проб производится в стерильную посуду. При опробовании скважин пробы отбирают после 2 – 3 смен объёмов воды. Водородный показатель (рН) характеризуется концентрацией ионов водорода в воде. Вода диссоциирует на ионы: Н2О = Н+ + ОН- Константа диссоциации (ионное произведение) К в равна К в = (Н+) х (ОН-) = 10 –7 х 10 –7 = 10 –14 В нейтральной воде концентрации Н+ и ОН- одинаковы, следовательно, концентрация (Н+) =10 –7 Значение активности водорода показывается в виде отрицательного натурального логарифма т.е. рН = 7 В питьевых водах рН должен быть в пределах 6,5 – 8,5 По величине рН воды делятся на: Сильнокислые менее 3 Кислые 3,0 – 5,0 Слабокислые 5,0 – 6,5 Нейтральные 6,5 – 7,5 Слабощелочные 7,5 – 8,5 Щелочные 8,5 – 10 Сильнощелочные более 10 Тема 6.4. Воды зоны аэрации. Грунтовые и артезианские воды. Подземными принято называть все воды, находящиеся ниже земной поверхности. В зависимости от рода образования и характера движения различают следующие виды вод: – верховодку; – грунтовые (со свободной поверхностью и межпластовые); – грунтовые безнапорные; – жиловые; – артезианские (напорные); – ключи (нисходящие и восходящие). Верховодкой называются воды, образующиеся от таяния снега или длительных дождей, которые задерживаются на водоупорных породах (глинах, суглинках). При отсутствии дождя и снега запасы такой воды быстро иссякают. Верховодку иногда называют водою сезонной или временной, она имеет ограниченные пределы распространения, залегает иногда в виде отдельных линз и обычно не имеет постоянного питания. Схема образования грунтовых вод В большинстве случаев верховодка не связана с грунтовым потоком, но иногда она может иметь гидравлическую связь с нижележащими токами воды. Грунтовые воды образуются фильтрующимися через почву атмосферными осадками, водами других водоносных горизонтов и фильтрацией речных и озерных вод. В отличие от верховодки они имеют постоянное питание. Грунтовые воды могут быть со свободной поверхностью и межпластовыми. Безнапорные грунтовые воды, будучи вскрыты при бурении скважины или откопке котлована, устанавливаются на том уровне, на котором они находились в момент вскрытия водоносного пласта. При наклонном положении водоупорного ложа (пласта) возможно движение грунтовых вод, иногда выход их на поверхность в виде источников. Жиловая вода, образующаяся вследствие сложности отдельных напластований, встречается в глинах и суглинках с прослойками песка, обладающего фильтрационными свойствами. Жиловая вода, собирающаяся в отдельные бассейны и подземные озера, проникает в грунт через водопроницаемые прослойки. Артезианские воды являются водами напорными, которые, как правило, циркулируют в водоносной породе, заключенной между двумя водоупорными пластами. Величина напора этих вод зависит главным образом от высоты стояния зеркала в области питания. Артезианские воды дают питьевую воду самого высокого качества, так как они закрыты сверху водонепроницаемыми пластами и не подвержены загрязнению с поверхности. Ключи. При наклонном положении водоносного пласта возможно движение грунтовых вод, иногда выходящих на поверхность в виде источников — родников или ключей. По условиям выхода родники делят на восходящие и нисходящие. Родники часто встречаются в местах выхода на земную поверхность безнапорных подземных вод, у подножия склонов, в балках и оврагах. Для получения сведений о глубине залегания подземных вод можно использовать опрос местных жителей о нахождении подземных вод и родников, разведочное бурение, откапывать шурфы или обследовать шахтные колодцы (в том числе заброшенные). Величина напора – это разность отметок вскрытия горизонта напорных вод и установившегося уровня. Величина непостоянная и изменяется в зависимости от условий залегания водоносного горизонта и часто определяет напряженное состояние вокруг горных выработок и условия их устойчивости. Основные особенности напорных вод следующие; • область питания и разгрузки не совпадают (иногда отдалены на сотни и тысячи километров); - режим их характеризуется относительным постоянством: • приуроченность к мульдам; • наличие напора; • малая подверженность загрязнению; • бассейновый характер распространения. В артезианских бассейнах наблюдается определенная вертикальная гидрогеохимическая зональность, связанная с различными гидродинамическими особенностями: 1) верхняя зона - интенсивного водообмена; 2) средняя - замедленного водообмена; 3) самая нижняя (наиболее глубокая) - весьма замедленного водообмена. Впервые на гидрогеохимическую зональность и увеличение минерализации подземных вод, и снижение их подвижности с глубиной указал В. И. Вернадский. По Е. В. Посохову (1975), верхняя часть артезианских бассейнов платформ имеет относительно небольшую мощность. Так, например, в Московском артезианском бассейне пресные воды встречаются до глубин 200-300 м, в Днепровско-Донецком - до 500 м. Ниже располагается относительно маломощная гидрогеохимическая зона солоноватых и слабосоленых вод многокомпонентного состава, в которых большая роль принадлежит иону SO42-. Примером тому являются сульфатные кальциево-натриевые воды с минерализацией до 4,5 г/л, вскрытые буровыми скважинами в девонских отложениях Московского артезианского бассейна (на глубинах 400-600 м) и используемые в качестве лечебной "Московской минеральной воды". В более глубокой третьей гидрогеохимической зоне преобладают хлоридные воды с минерализацией 250-350 г/л и более (в Ангаро-Ленском бассейне около 600 г/л). По мере значительного увеличения минерализации с глубиной в хлоридно-натриевых рассолах наблюдается рост содержания иона Са2+ и в наиболее погруженных частях бассейна встречаются хлоридно-кальциевые или хлоридно-кальциево-магниево-натриевые рассолы, что имеет большое значение для нефтяной гидрогеологии. В глубоких водоносных горизонтах с высокой минерализацией, помимо основных анионов и катионов, нередко содержатся йод, бром, бор, стронций, литий, радиоактивные элементы. Особенно большое количество йода, брома и бора встречается в хлоридно-кальциевых водах нефтяных и газовых месторождений, где они местами извлекаются в промышленных количествах. Указанная гидрогеохимическая зональность характерна для ряда артезианских бассейнов. Вместе с тем в некоторых бассейнах (Западно-Сибирском, Брестском и др.) сульфатная зона отсутствует, и пресные гидрокарбонатные воды верхней зоны постепенно сменяются хлоридными. По-видимому, та или иная гидрогеохимическая зональность артезианских бассейнов определяется рядом природных факторов: историей развития геологической структуры; условиями водообмена; составом и степенью растворимости водоносных горных пород; соотношением давления и температуры; газовыми компонентами. Именно взаимодействие различных природных факторов и определяет изменение минерализации и состава подземных вод в артезианских бассейнах. В артезианском бассейне существуют три области: 1. Питание. В данной области водоносный горизонт чаще всего приподнят и дренирован, из-за этого вода имеет свободную поверхность. 2. Напор. В данной области уровень, до которого поднимается вода, расположен выше кровли водного горизонта. 3. Разгрузка. Воды располагаются на земной поверхности в виде восходящих источников. Существует артезианский бассейн и артезианский склон. В бассейне область питания расположена рядом с областью напора. По направлению подземного стока следует область разгрузки. В артезианском склоне область разгрузки находится возле области питания. Каждый крупный артезианский бассейн заключает в себе воды различного химического состава: от высокоминерализованных рассолов хлоридного типа до пресных слабоминерализованных вод гидрокарбонатного типа. Первые обычно залегают в глубоких частях бассейна, вторые - в верхних пластах . Пресные воды верхних водоносных пластов образуются в результате инфильтрации атмосферных осадков и процессов выщелачивания горных пород. Глубокие высокоминерализованные Артезианские воды связаны с измененными водами древних морских бассейнов, находившихся в различные геологические эпохи на территории современных артезианского бассейна Тема 6.5. Подземные воды в трещиноватых, карстовых и многолетнемерзлых породах  Трещинные воды – воды содержащиеся в трещинах Залегают в скальных породах (гранитах, песчаниках).. Воды, приуроченные к подземным каналам, и большим пустотам образующиеся в результате выщелачивания водами осадочных горных пород называются карстовыми. Залегают в растворимых породах (известняках, доломитах, гипсах и др.). Все скальные горные породы (магматические, метаморфические и осадочные) разбиты системой трещин, происхождение которых, размеры, форма и положение в пространстве самые различные. В верхней части земной коры под действием выветривания (тем­пературы, воды и ветра) в скальных породах образуются тре­щины выветривай и я иногда значительных размеров. Глубина этих трещин определяется мощностью наиболее интенсив­ной зоны выветривания и, как правило, не превышает нескольких десятков метров, достигая иногда глубины 100 м и более. В зависи­мости от физико-географических и геологических условий, а также от состава скальных пород в трещинах выветривания может иметься то или другое количество подземных вод — безнапорных или напорных. Литогенетические трещины, развивающиеся в эффузивных породах, имеют нередко значительные размеры и вклю­чают мощные потоки грунтовых вод. В Грузии и Армении трещино­ватые лавы четвертичного возраста обычно выполняют неровности древнего рельефа; коренные, более древние породы являются водо- упорами, что создает благоприятные условия для образования бас­сейнов и потоков грунтовых вод, выходящих в виде мощных нисхо­дящих источников в местах, где лавовые потоки вскрываются мест­ной эрозионной сетью, обычно глубоко врезанной; такие источники широко используются для водоснабжения. Пластово-трещинные воды приурочены к трещи­нам скальных осадочных пород (песчаникам, известнякам и т. п.), залегающим между водоупорными породами, которыми обычно являются аргиллиты или глинистые сланцы. Пластово-трещинные воды широко распространены на месторождениях каменных углей Донецкого, Кузнецкого, Карагандинского и других бассейнов, а также в обширных артезианских бассейнах (Подмосковном, Днепровско-Донецкой впадине и др.). Тектонические трещины обычно являются путями циркуляции подземных вод в значительных количествах. Сбросы нередко сопровождаются брекчиями трения в зонах раздавленных пород, по которым подземные воды циркулируют наиболее свободно. Напорные воды в тектонических трещинах земной коры назы­ваются жильными водами; они характеризуются глубокой циркуляцией но породам различного состава и возраста. Нередко напор трещинных вод обусловливается давлением газа, поступающего из более глубоких зон земной коры, а также давле­нием водяных паров; последний случай имеет место тогда, когда горячая вода с температурой более 100° С вырывается из глубин на поверхность земли, что наблюдается на Камчатке, в Исландии, в Новой Зеландии и других местах. Подобные выходы трещинных горячих вод и газа называются гейзерами. К глубоким трещинам приурочены многие минеральные и тер­мальные источники, часто имеющие лечебное значение. Воды подоб­ных источников иногда выносят на поверхность земли в растворен­ном виде элементы, не встречающиеся в подземных водах, циркули­рующих в верхних зонах земной коры. Карстовые области обычно бедны поверхностными водотоками, гак как многие ручьи и реки уходят в подземные пустоты. В карстовых районах поглощение атмосферных осадков происходит очень быстро через зияющие трещины и воронки, куда вода устремляется с большой скоростью; образующиеся подобным путем подземные поды называются инфлюационными (проваливающимися). Характерными особенностями режима карстовых вод являются: тесная и активная связь с атмосферными осадками; большая ампли­туда колебаний уровней воды и дебитов источников, вплоть до пол­ного иссякания; легкая возможность загрязнения, в том числе орга­ническими веществами. Проведение выработок в закарстованных и трещиноватых породах требует особого внимания во избежание непредвиденных прорывов подземных вод. Иногда гидрогеологические условия некоторых месторождений в карстовых районах таковы, что исключают возмож­ность разработки полезного ископаемого ниже уровня подземных под. В связи с широким распространением карстовые воды имеют большое народнохозяйственное значение. Они широко используются для водоснабжения населения и промышленных предприятий. При ведении горных работ подземным и открытым способами и районах распространения трещинных, особенно закарстованных пород необходим детальный исчерпывающий анализ существующих гидрогеологических условий месторождения в целях учета их при проектировании горных работ и разработке месторождения. Карстовые воды – подземные воды в пустотах, образовавшихся в карбонатных (известняки, доломиты) или галогенных (гипсы, ангидриты, каменные соли) породах в результате процессов их растворения. Формирование карстовых вод происходит за счет инфильтрации атмосферных вод и поглощения поверхностных водостоков. Карстовые воды часто образуют источники с очень большим, но резко изменяющимся дебитом, которые носят название воклюзы (от названия источника Воклюз на юго-востоке Франции). В карстовых пустотах формируются карстовые реки и карстовые озера. Трещинные воды, так же как и карстовые воды, передвигаются по трещинам в скальных породах, но в отличие от карстовых вод могут, заполняя трещинную породу, образовывать определенные водоносные горизонты напорного или свободного характера. Такие воды часто встречаются в известняках, песчаниках, гранитах и других массивно-кристаллических породах. Территория на которой распространены многолетнемерзлые породы, носит название криолитозоны (греч. “криос” - холод, “литос” -камень, порода). Криолитозона состоит из мерзлых, морозных и охлажденных пород. Под мерзлыми понимают такие породы, которые содержат в своем составе лед и характеризуются отрицательными температурами. Морозные породы отличаются от мерзлых тем, что в них отсутствует вода и лед. Такие породы чаще всего представлены магматическими и метаморфическими их разновидностями, а также сухими песками и галечниками. Охлажденные породы также имеют температуру ниже 0°С и насыщены минерализованными солеными водами -криопэгами (греч. “криос” -холод, “пэги” соленые воды). Криолитозона широким кольцом охватывает пространство вокруг Северного Ледовитого океана и занимает в целом около 25% площади всей суши и 64% территории России. Многолетнемерзлые породы есть в виде “островов” и в привершинных участках высокогорных хребтов в Альпах, на Кавказе, на Тянь-Шане и Памире, в Гималаях и других местах, занимая, в общей сложности 3 млн. км2. Крупный ареал высокогорной мерзлоты (2 млн. км2) охватывает Тянь-Шань, Памир и Гималаи, достигая на юге 27° с.ш. Благодаря суровым зимам в России, практически весь самый верхний слой земной коры вне криолитозоны промерзает на глубину до первых метров. Летом он оттаивает, а в зимний период снова оказывается промороженным. Распространение криолитозоны таково, что в южных районах она располагается отдельными островами среди талых пород. Мерзлые породы имеют мощность 10-25 м и залегают в виде линз. Севернее располагается зона не сплошных мерзлых пород мощностью до 100 м, в которой много таликов - участков непромерзших пород. Севернее, обычно, криолитозона занимает все пространство, а ее мощность увеличивается до 1000-1500 м. Мощность “вечной мерзлоты” изменяется в очень широких пределах от первых метров по южной окраине ее распространения, до 1000 м и даже 1500 м. Несомненно, что возникновение криолитозоны в Северном полушарии в целом связано с неоднократными оледенениями, охватывавшими в последние 2 млн. лет огромные районы. Криолитозона формируется не только в пространстве, но и во времени. Известно, что промерзание верхней части земной коры происходило в геологической истории не один раз. Но потом, породы, конечно, оттаивали, местами охраняя лишь неясные следы былого промерзания. В пределах России установлено, что примерно 2 млн. лет назад, т.е. в позднем плиоцене криолитозона уже существовала в пределах Новосибирских островов, Яно-Индигирской и Колымской низменностях. Но в отдельные моменты последующей геологической истории она исчезала и снова возникала. Где-то около 650 000 лет назад возникнув, она уже сохранялась, т.к. один за другим следовали ледниковые эпохи. Казалось бы, где были более мощные ледники и где они сохранялись дольше всего, там и следует ожидать максимальные мощности криолитозоны. Однако, картина получается более сложной. Как раз в тех местах, где находились ледники, мощность криолитозоны меньше, чем в тех местах, где льда не было. Там, в условиях суровых зим горные породы промерзали на большую глубину при прочих равных условиях. В реликтовом состоянии «вечная мерзлота» сейчас находится под дном шельфовых морей северных побережий России, несмотря на спорность существования в их пределах Панарктического ледникового покрова. Если шельфы и не покрывались льдом, то в условиях сильного понижения уровня моря во время последнего оледенения они должны были промерзать на большую глубину. Таким образом, области сплошной «вечной мерзлоты» начали возникать еще в позднем плиоцене – 2 млн. лет назад, но сплошная криолитозона, уже не исчезавшая впоследствии, образовалась около 650 000 лет назад, т.е. в раннем плейстоцене в пределах севера Сибирской платформы. В равнинных участках материков распространение криолитозоны связано с широтной зональностью, т.к. количество солнечной радиации становится меньше к северу, понижаются среднегодовые температуры, увеличивается альбедо – отражательная способность поверхности Земли вследствие длительного сохранения снежного покрова. Снежное поле отражает до 90% солнечной радиации, тогда как вспаханное поле только 7-8%. В горных районах наблюдается высотная геокриологическая зональность. Возможно, что в горах Памира и Гималаях мощность криолитозоны возрастает и до 3000 м Мощность криолитозоны зависит от очень многих факторов: широты местности, ландшафта, рельефа, геологического строения, структуры и теплового потока. Например, на Анабарском древнем массиве Сибирской платформы мощность криолитозоны превышает 1000 м, тепловой поток в докембрийских структурах невысокий – 15-25 мВт/м2 и очень маленький геотермический градиент. В то же время на более молодой, эпипалеозойской Западно-Сибирской плите свойственен более высокий тепловой поток – до 50 мВт/м2 и геотермический градиент до 5°С на 100 м. Поэтому на тех же широтах мощность криолитозоны в Западной Сибири в 2-3 раза меньше и колеблется от 300 до 400м. В пределах распространения криолитозоны кровля многолетнемерзлых пород всегда залегает на некоторой глубине, которая определяется мощностью слоя, оттаивающего летом. Этот слой называется сезонноталым, он полностью промерзает. В криолитозоне и на таликах зимой образуется сезонномерзлый слой, который подстилается немерзлыми или талыми породами. Летом этот слой полностью оттаивает. Глубина промерзания или протаивания имеет важное значение и зависит от количества солнечной радиации, поступающей в данный район летом и зимой. В южных районах Западного Забайкалья, протаивание летом может достигать 4-6 метров, но рядом, в зависимости от рельефа и ландшафта не превышает и 0,5 м. На крайнем севере, например, на Земле Франца-Иосифа летом оттаивает всего 10-20 см грунта. В криолитозоне всегда находятся участки, где сезонноталый слой не полностью промерзает зимой и участки, где летом не полностью оттаивает сезонномерзлый слой. Оттаивание пород начинается сразу после схода снега и его темп может достигать нескольких десятков сантиметров в месяц. Даже на небольшой, казалось бы, однородной в климатическом отношении площади, летнее оттаивание происходит на разную глубину и с различной скоростью. Все зависит от конкретных геолого-геоморфологических особенностей, экспозиции склона, залесенности и т.д. Слои сезонного оттаивания могут промерзать не только сверху, но и снизу, со стороны многолетнемерзлых пород. Слой сезонного промерзания и оттаивания чрезвычайно важен для строительства, т.к. именно его мощностью определяются условия, в которых закладываются фундаменты зданий, забиваются сваи и т.д. Поэтому составляются детальные карты сезонноталых и сезонномерзлых слоев, в которых происходят фазовые превращения воды, связанные с поглощением или выделением тепла. Слой с сезонными изменениями теплового состояния пород очень быстро реагирует на любое техногенное вмешательство, при этом могут развиваться негативные процессы, которые потом трудно ликвидировать. В различных геологических районах строение криолитозоны может отличаться. Местами развиты только мерзлые породы. В других районах, например, на древних платформах, где осадочный чехол перекрывает метаморфический фундамент, первый представлен мерзлыми, а второй морозными породами. На побережьях морей Ледовитого океана под мерзлыми породами залегают охлажденные породы с криопэгами и переход между ними постепенный. Верхняя толща мерзлых пород имеет более молодой возраст, чем более нижняя. Образование многолетнемерзлых пород, являющихся водоупорами, сильно изменили условия водообмена атмосферных и подземных вод в криолитозоне. Большая часть пресных подземных вод в криолитозоне приурочена к таликам. Таликами или талыми зонами называются толщи талых горных пород, которые развиты с поверхности земли или под водоемами и реками и которые непрерывно существуют более десятка лет. Если талики снизу подстилаются мерзлыми породами, то они называются надмерзлотными или несквозными, а если талики только обрамляются по бокам мерзлыми породами, как стенками, то они носят название сквозных. Талики также могут быть межмерзлотными и внутримерзлотными в виде линз «тоннелей», «трубы», ограниченными со всех сторон мерзлыми породами. Подземные воды криолитозоны по отношению к мерзлым породам (криогенным водоупорам) подразделяются на: 1) надмерзлотные; 2) межмерзлотные; 3) внутримерзлотные; 4) подмерзлотные воды. Надмерзлотные подземные воды подразделяются на временные воды деятельного слоя и постоянные воды несквозных таликов. Временные воды существуют только летом, и глубина их зелегания не превышает кровли мерзлых пород. Воды имеют важное значение для процессов солифлюкции, образования курумов, оплывин, пучения пород. Постоянные воды связаны с несквозными таликами над кровлей мерзлых пород и они отвечают за образование гидролакколитов, бугров пучения, наледей. Межмерзлотные воды обычно располагаются между двумя слоями мерзлых пород, например, между голоценовым верхним и реликтовым, позднемиоценовым, нижним. Эти воды чаще всего динамически неактивны. Внутримерзлотные воды, о чем говорит их название существуют внутри толщи мерзлых пород и находятся в замкнутых объемах, будучи приуроченными к таликам в карстующихся известняках. Подмерзлотные воды циркулируют вблизи подошвы мерзлой толщи, обладают положительными температурами, иногда слабо или сильно минерализованы и могут быть напорными и ненапорными, а также контактирующими с мерзлой породой или неконтактирующими, т.е. отделенными слоем талых пород от мерзлых. В слоях вечной мерзлоты часто встречаются целые пласты или линзы ископаемого льда . Эти образования могут достигать десятка и более метров толщины. Такая твердая фаза может служить крупным источником питьевых вод, необходимо только научиться ее растаивать с наименьшей затратой энергии. Иногда межмерзлотные воды по трещинам прорываются к поверхности и разливаются по ней. Но здесь их ждет мороз. И вот обширные площади от 100 м2 до 20 км2 покрываются ледяным панцирем — наледью. Если вода не может пробиться на дневную поверхность, она застывает на некоторой глубине, приподнимая вследствие увеличения объема земные слои. Так образуются ледяные бугры. Тема 6.6. Минеральные, промышленные и термальные воды Родник, источник, ключ — естественный выход подземных вод на земную поверхность на суше или под водой (подводный источник). Образование источников может быть обусловлено различными факторами: * пересечением водоносных горизонтов отрицательными формами современного рельефа (например, речными долинами, балками, оврагами, озёрными котловинами), * геолого-структурными особенностями местности (наличием трещин, зон тектонических нарушений, контактов изверженных и осадочных пород), * фильтрационной неоднородностью водовмещающих пород и др. Родники бывают: восходящими — напорными и нисходящими — безнапорными; временно действующими (сезонными) и постоянно действующими и др. По температуре родники делятся на холодные, тёплые, горячие, кипящие. По классификации советского гидрогеолога А. М. Овчинникова выделяется три группы источников в зависимости от питания водами верховодки, грунтовыми или артезианскими водами. Источники первой группы, питающиеся верховодкой, располагающиеся обычно в зоне аэрации, имеют резкие колебания дебита (вплоть до полного иссякания), химического состава и температуры воды. Источники, питающиеся грунтовыми водами, отличаются большим постоянством во времени, но также подвержены сезонным колебаниям дебита, состава и температуры. Они подразделяются на эрозионные (появляющиеся в результате углубления речной сети и вскрытия водоносных горизонтов), контактные (приуроченные к контактам пород различной водопроницаемости) и переливающиеся (обычно восходящие, связанные с фациальной изменчивостью пластов или с тектоническими нарушениями). Источники артезианских вод отличаются наибольшим постоянством режима; они приурочены к областям разгрузки артезианских бассейнов. Химический и газовый состав воды источников разнообразен; он определяется, главным образом, составом разгружающихся подземных вод и общими гидрогеологическими условиями района. Существует множество вод оказывающих благоприятное воздействие на человеческий организм: минеральная вода, талая вода, шунгитовая вода, магнитная вода и т.д. Но именно о родниковой воде мы чаще всего отзываемся в превосходной степени. Мы считаем её не просто чистой, а кристальной, не просто целебной, а поистине животворящей. Родниковая вода представляет собой грунтовые и подземные воды, имеющие выходы на поверхность. По сути, такая вода мало чем отличается от артезианской или колодезной, и для того чтобы называться родниковой, она должна иметь естественный выход на поверхность. Родниковая вода Пробиваясь на поверхность, родниковая вода проходит через слои гравия и песка, что обеспечивает ей естественную природную фильтрацию. При такой очистке вода не теряет своих целебных свойств, и не меняет своей структуры и гидрохимического состава, поэтому родниковую воду можно пить, не подвергая её каким-либо дополнительным способам очищения. Не вся родниковая вода одинакова по своему составу, а значит, разные родники обладают различными целебными свойствами. Например, одни помогают бороться с повышенным артериальным давлением и аритмией, оказывают благотворное влияние на опорно-двигательный аппарат и нервную систему. Другие помогают при головных болях и способствуют очищению печени и почек. Третьи нормализуют кровообращение, помогают при инфекционных заболеваниях и мочекаменной болезни. Четвертые благотворно влияют на кожу, лечат различные язвы и раны. Обитая в краю озер и рек, ручьев и болот, население выработало целый обрядовый комплекс почитания воды. Особой силой наделяли наши далекие предки родники-студенцы и относились к ним с особым благоговением. Именно отсюда идет обычай расчищать и обихаживать ключи, пить целебную воду и совершать в ней омовение. Примеры условий образования источников: а - пересечение поверхности земли свободной поверхностью подземных вод; б - инфильтрация атмосферных осадков в грубообломочные делювиальные отложения; в - сочетание водопроницаемых песчаников и подстилающих их слоев водонепроницаемых глинистых сланцев; г - разрыв по контакту водонепроницаемых пород с проницаемыми аллювиальными отложениями; д - плитчатая структура гранитов; е - преобладающее направление трещиноватости пород. Источниками (родниками, ключами) называют выходы подземных вод на поверхность суши или дно водоёмов. Источники разделяются на следующие разновидности (по классификации М.Е. Альтовского, с упрощениями). 1. Постоянно действующие родники. Эти родники характеризуются непрерывной деятельностью в течение многих лет. По условиям питания подземными водами постоянно действующие родники могут быть нисходящими и восходящими. Нисходящие родники питаются безнапорными водами (грунтовыми и межпластовыми безнапорными водами). К нисходящим родникам относятся: экранированные родники - родники, образующиеся в результате перекрытия водоносного горизонта водоупорными породами или вследствие резкого уменьшения водопроницаемости водоносного горизонта; родники выклинивания, возникающие либо вследствие стратиграфического выклинивания питающего их водоносного горизонта, либо вследствие уменьшения его поперечного сечения; эрозионные родники, образующиеся в результате вскрытия водоносного горизонта долинами рек, оврагами, балками; карстовые родники. Восходящие родники питаются напорными водами. Движение питающих их вод происходит снизу вверх под действием напорного градиента. К восходящим родникам относятся: эрозионно-напорные родники, возникающие вследствие эрозионного среза пластов с напорной водой; напорные родники, образующиеся главным образом в равниной местности в результате прорыва горизонтов артезианских вод в понижениях рельефа - долинах рек, оврагах, балках; напорно-газовые родники, образующиеся при прорыве напорных вод со значительным содержанием газов, способствующих подъёму воды снизу вверх; тектонически экранированные родники, образование которых связано с перекрытием напорного водоносного горизонта водоупорными породами вследствие разрыва и смещения блоков пород по разломам. 2. Сезонно действующие родники. Такие родники связаны с водами зоны аэрации, имеют резкие колебания дебита вплоть до полного иссякания, химического состава и температуры воды. 3. Ритмически действующие родники (в том числе гейзеры). 4. Искусственные родники. 7. Отложения, связанные с источниками подземных вод Образование современных отложений связано с выходами гидротермальных вод. В наземных условиях из вод горячих источников отлагаются карбонатные (травертины) и кремнистые (гейзериты) породы, самородная сера. Выносимые водами микроэлементы (бор, йод, мышьяк, литий, и др.) могут накапливаться в промышленных концентрациях, образуя месторождения. Наибольшее значение имеют месторождения боратов, связанные с озёрными отложениями аридного климата. Кавказские месторождения. С гидротермальными системами океанов связано формирование современных рудных залежей. По современному использованию и перспективам эксплуатации родники можно разделить на следующие группы: 1. Родники, до сих пор используемые жителями для питьевого и хозяйственного водоснабжения. Множество их расположено в сельской местности. Особый вид подобных родников - портомойки (портомойни или платьемойки), используются для полоскания белья. 2. Родники, умирающие в результате интенсивного антропогенного прессинга (не используемые). Восстановление большинства их не целесообразно, за исключением единичных, выполняющих дренажные функции. 3. Естественные источники, используемые в религиозных (культовых) целях. 4. Источники, представляющие интерес для промышленных целей. 5. Источники, используемые в лечебных (бальнеологических) целях. Как правило, эти источники обладают высоко минерализованной водой с повышенным содержанием железа, магния, серы. Родники Волгограда и окрестностей. - Шамбрунские родники: у основания возвышенности в красноармейского района. Известны своим омолаживающим воздействием на организм. Их много, найден только один. - Ергенинский источник: минеральный источник, находится в Веселой балке. Вода на вкус соленая. - Царицынский родник: находится в балке между ворошиловским и центральным районом. - Родник Серебряный: находится на Горной поляне. состоит из двух родников. один обычный, а второй минеральный с ионами серебра. - Родник лечебный: находится близ поселка Приморие. Очень посещаем людьми. - Родник на Металлургов: источник в поселке Металлургов. - Исток Царицы: освещенный родник около рп Максима горького. - Ерзовский родник: родник в поселке Ерзовка. - Родник Гремучий: родник в 2км от санатория. Многие ошибочно называют Гремучим родник, находящийся на территории санатория. Минеральными (лечебными) подземными водами называют такие, которые оказывают благотворное физиологическое воздействие на человеческий организм в силу общей минерализации, ионного состава, содержания в воде газов, наличия терапевтически активных микрокомпонентов, содержания радиоактивных элементов, щелочности и кислотности, а также повышенной температуры. К минеральным питьевым лечебным водам относят воды с общей минерализацией от 8 до 12 г/л. На отдельных месторождениях в зависимости от химического состава допускается применение лечебных вод и более высокой минерализации. Минеральные воды могут быть солоноватыми, солеными и рассолами. Общая минерализация их изменяется от 2 до 35 г/л и выше. Известны курорты, на которых используются рассолы с минерализацией от 35 до 150 г/л (Усолье Сибирское, Серегово, Усть-Кут, Лугела и др.). Химический состав минеральных вод самый разнообразный. По температуре минеральные воды подразделяются на: холодные с температурой менее 20° С; теплые — от 20 до 37° С; горячие — от 37 до 42° Сочень горячие с температурой выше 42° С. По основному газовому составу выделяют минеральные воды:углекислые, сероводородно-углекислые, сероводородные (сульфидные), азотные, азотно-метановые метановые. Существенно отметить, что одну и ту же воду одновременно можно отнести к различным основным группам, если принадлежность их к категории минеральных вод определяется не одним, а несколькими показателями. Установленных и общепринятых критериев (основных показателей), которые дали бы возможность избежать в таких случаях субъективного подхода, пока не разработано. Наиболее хорошо известными минеральными водами являются следующие группы специфических вод: углекислые, сероводородные (сульфидные) и радиоактивные. Территории, в пределах которых развиты определенные группа минеральных вод, принято называть провинциями. Каждая из них характеризуется особыми геологическими условиями и обладает группой вод, связанных общностью некоторых признаков. Минеральные воды одной провинции в целом отличны от вод другой Тема 6.7. Основы динамики подземных вод. Свободная вода, когда она не связана никакими силами с горными породами, ведет себя как самостоятельное физическое тело, подчиняясь только законам гравитационного, теплового, геофизического полей. Главным в этом случае выступает гравитационное поле, под действием сил которого вода стремится занимать наиболее низкое положение на Земле или в ее недрах. Если бы вся вода когда-либо смогла занять наиболее низкое положение на Земле, ее движение как физического тела полностью прекратилось. Но этого не происходит благодаря развитой на Земле системе кругооборотов. В тепловом поле Земли вода меняет свое фазовое состояние и соответственно законы движения. Пар движется преимущественно от участков большего давления и температуры к участкам меньшего их значения. Лед может перемещаться как обычное твердое тело, но применительно к зоне криогенеза движется сложным способом, постоянно меняя фазовые состояния даже при отрицательных температурах. Движение жидкой воды, которое мы рассмотрим более подробно, происходит в результате передачи гидростатического давления от участков более высокого напора к участкам его более низких значений. Поэтому прежде чем переходить к рассмотрению вопроса о движении жидкой воды необходимо разобраться с характером пластовых давлений, формирующихся в водоносном горизонте. Свободная вода в водоносном пласте, если она его заполнила после образования самой породы, т.е. в процессе климатического круговорота, располагается между частицами отдельных минералов и поэтому непосредственно не подвержена давлению горной породы, а находится под влиянием только гидростатического давления, т.е. веса вышележащего столба воды. Накопленные к настоящему времени опытные данные действительно подтверждают, что в водоносных горизонтах верхней гидродинамической зоны пластовые давления совпадают с расчетными; т.е. равны гидростатическим. Иначе и не должно быть, так как в природе нет сил, которые заставили бы воду мигрировать в зону давлений, превышающих ее собственную массу. Углубление скважин в нефтегазоносных районах и более точные замеры пластовых давлений, т.е, давлений, наблюдаемых в реальном пласте, показали, что начиная с глубины первых километров пластовые давления в водоносных горизонтах становятся выше расчетных гидростатических в 1,3-1,6 раза. Такие давления стали называть аномально высокими. В ряде случаев аномальное давление достигает значений геостатического или литостатического (Рл), создаваемого весом вышележащих пород. Все это позволяет в разрезе земной коры выделить три гидродинамические зоны, различающиеся характером пластовых давлений. 1. Зону гидростатических пластовых давлений, распространяющуюся до глубины 2-3 км, с преобладанием нисходящего и горизонтального движения подземных вод инфильтрационного генезиса. 2. Зону переходных между гидростатическим и литостатическим пластовых давлений, нижняя граница которой может достигать 7 км. В пределах этой зоны распространены в основном седиментационные воды. 3. Зону литостатических давлений, в пределах которой содержатся в основном физически связанные воды и редко свободные. Во второй и третьей зонах преобладают восходящие потоки подземных вод. В связи с установлением фактов аномально высоких пластовых давлений в подземной гидросфере изменилось представление о природе и характере гидродинамической зональности земной коры. Началась разработка новых схем гидродинамической зональности земных недр. В соответствии с гидродинамической зональностью в недрах земли выделяются и разные типы гидродинамического режима подземных вод, под которым следует понимать характер движения воды, обусловленный величиной пластовых давлений и степенью гидродинамической закрытости водоносных систем. Обычно выделяют три типа гидродинамического режима: 1. Режим инфильтрационного типа, в пределах которого движение подземных вод происходит вследствие разности напоров в зоне современной инфильтрации и зоне разгрузки. Пластовое давление подземных вод равно гидростатическому. При благоприятных условиях режим этого типа может существовать до глубины 5~6 км. В этом случае важно только, чтобы была единая гидравлическая система и область питания превышала область разгрузки. 2. Режим элизионного (выжимающего) типа. Движение вод происходит вследствие их выжимания из пород, уплотняющихся под действием геостатического давления или возникающих тектонических напряжений. Этот тип режима наблюдается обычно на глубинах, превышающих 1000 м. Пластовое давление, как правило, выше гидростатического, но значительно ниже литостатического. 3. Режим глубинного типа характерен для водонапорных систем, залегающих в глубоких частях подземной гидросферы. Основными причинами движения вод в зоне действия этого режима является воздействие на них геостатического и тектонического давлений. Такое воздействие возможно лишь в условиях существенной изоляции глубинных водонапорных систем, ибо при наличии хорошего оттока жидкости внешнее давление воспринимается преимущественно скелетом породы. Пластовое давление может достигать значений геостатического давления и даже его превышать. Таким образом, в настоящее время в земной коре выделяются несколько резко отличающихся по характеру пластовых давлений типов гидродинамического режима. В пределах каждого из этих типов режима законы движения подземных вод носят различный характер. В настоящее время наиболее изученным в этом отношении является инфильтрационный тип режима, в пределах которого выделяется два подтипа: режим грунтовых (безнапорных) вод и режим артезианских (напорных) вод. Однако прежде чем переходить к этому вопросу необходимо хотя бы кратко познакомиться с основными элементами фильтрационного потока. Закон Дарси формулируется следующим образом: количество воды Q, просачивающейся через породу в единицу времени, пропорционально величине падения напора при фильтрации Н и площади поперечного сечения породы S и обратно пропорциональ­но длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды: О =k( H/L)S, где k — коэффициент пропорциональности, зависящий от физических свойств породы и фильтрующейся жидкости. Этот коэффициент получил название коэффициента фильтрации. Обозначив отношение падения напора Н к длине пути фильтрации L через напорный или гидравлический градиент I, получим: Q = kIS. Это уравнение представляет собой в общем виде выражение расхода фильтрационного потока. Разделив обе части уравнения на S, получим Q/S = V= kI. Уравнение выражает закон Дарси, отражающий линейную зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Если принять I = 1 , то V = k. Отсюда вытекает физический смысл коэффициента фильтрации, представляющий собой скорость фильтрации воды при гидравлическом градиенте, равном единице. Поэтому размерность коэффициента фильтрации та же, что и скорости движения воды, т.е. см/с, м/ч или м/сут. Следует учитывать, что скорость фильтрации, рассчитанная по формуле, не равна действительной скорости движения воды в порах или трещинах породы, так как вместо реального рассматривается фиктивный поток. Чтобы получить реальную скорость движения подземных вод U , необходимо скорость фильтрации V разделить на пористость породы п. Так как п всегда меньше 1 , то получаемая из закона Дарси скорость фильтрации всегда меньше действительной скорости движения. Непосредственно действительные скорости движения воды не зависят от свойств зерен минералов, слагающих водоносный горизонт, но косвенно минеральный состав породы влияет, так как он определяет характер и структуру пор. Чем больше размеры пор, тем больше скорости движения подземных вод. Линейный закон фильтрации применим не для всех типов вод. Первое ограничение по его применению связано с определенной скоростью фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нарушается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока (верхний предел применимости). При малых скоростях фильтрации на движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения, действующие со стороны минеральных частиц горной породы. В том и другом случае нарушается прямая зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Закон Дарси применим поэтому только для ламинарного типа движения. Третье ограничение рассматриваемого закона связано с тем, что он разрабатывался для условий свободной фильтрации жидкости, т.е. для вод климатического круговорота. Распространять его действие на воды геологического круговорота, механизм движения которых иной, пока нет оснований. Элизия воды из глинистых отложений при их уплотнении происходит также при определенном начальном градиенте. Применительно к процессам элизии, механизм которых можно уподобить поршневому вытеснению, расход формирующегося потока определяется не градиентом напора, а многими другими факторами. Поэтому ожидать прямой зависимости между расходом потока и градиентом напора нет оснований. Необходимы в этом плане специальные исследования. Под влиянием капиллярных сил, силы тяжести и градиентов гидростатического давления подземные воды приходят в движение. Движение подземных вод в зонных аэрации и насыщения существенно различается. В зоне аэрации происходит проникновение атмосферных осадков и поверхностных вод в грунт, называемое просачиванием. Различают свободное просачивание и нармальную инфильтрацию. В первом случае движение воды в грунте вертикально вниз происходит под действием силы тяжести и капиллярных сил в виде изолированных струек по капиллярным порам и отдельным канальцам4 при этом пористое пространство грунта остается не насыщенным водой и в нем сохраняется движение атмосферного воздуха, что исключает влияние гидростатического давления на движение вода. Во втором случае движение воды происходит сплошным потоком под действием силы тяжести, градиентов гидростатического давления и капиллярных сил; поры заполнены водой полностью. В зоне насыщения под действием силы тяжести и гидростатического давления свободная вода по порам и трещинам грунта перемещается в сторону уклона поверхности водоносного горизонта или в сторону уменьшения напора. Это движение называется фильтрацией. Движение свободной воды как при нормальной инфильтрации в зоне аэрации, так и при фильтрации в зоне насыщения имеет в мелкопористых грунтах ламинарный режим. Чтобы установить закономерности движения жидкости в породах, французский ученый X. Дарси в 1856 г. поставил несложный опыт, который заключался в следующем. В цилиндр, наполненный песком, наливали слой воды, поддерживая ее уровень постоянным. Вода после просачивания через песок выливалась через кран в нижней части цилиндра. В цилиндр были вставлены изогнутые трубки, так называемые пьезометры. Вода в них устанавливалась на различных уровнях (в верхнем пьезометре — выше) в связи с тем, что в процессе фильтрации через поры грунта вода преодолевала сопротивление и на это терялась часть напора. В результате проведенных исследований Дарси установил, что количество воды, профильтровавшейся через песок в единицу времени (расход, О), прямо пропорционально разности уровней воды в пьезометрических трубках (∆Н=Н2—Н1), площади поперечного сечения цилиндра (F) и некоторому коэффициенту пропорциональности (К) и обратно пропорционально высоте слоя песка (I). Оказалось, что коэффициент К зависит от свойств песка и его стали называть коэффициентом фильтрации (Кф). Коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость грунтов. Он зависит от количества и размера пор и от свойств фильтрующей жидкости. Коэффициент фильтрации, как это следует из формулы Дарси (vф = КфI), численно равен скорости фильтрации при гадравлическом уклоне, равном 1. Скорость движения воды V, по линейному закону А. Дарси, пропорциональна коэффициенту проницаемости (коэффициенту фильтрации) К и гидравлическому градиенту J: V=KJ, где J=h (разница высот) /е (пройденное расстояние). Скорость движения воды в песках от 0,5 до 1-5 м/сут, в галечниках значительно увеличивается. Особенно большая скорость потока грунтовых вод местами наблюдается в крупных подземных карстовых каналах и пещерах. Определение коэффициентов фильтрации способом восстановления воды в скважине после откачки. Когда измерения сделаны, воду из скважины вычерпывают почти до дна. Вычерпывание удобно производить специальным черпаком или консервной банкой емкостью 0,5 л, которая укрепляется на длинной деревянной ручке. После откачки воды быстро измеряют расстояние Y0, от поверхности почвы до понижения уровня воды в скважине и замечают время измерения по часам. При дальнейшем подъеме воды эти измерения периодически повторяют, при каждом измерении величины Yn, отмечают время. Эти измерения повторяют до тех пор, пока уровень воды в скважине не поднимется почти до первоначального положения (до откачки). Таких измерений делают от 6 до 8 и более. Время, через которое проводят измерения, зависит от скорости подъема воды в скважине. Когда уровень воды в скважине приблизительно займет свое первоначальное положение, нужно произвести вторую откачку из скважины и повторить измерения. Далее обработка материалов может производиться аналитическим или графическим способами. При аналитическом способе каждое значение логарифма делят на соответствующее значение секунд и получают условные тангенсы угла наклона tg . Затем получают средние значения tg для I и II откачек. Вычисление коэффициентов фильтрации K в см/с производят по следующей формуле: K = 32,6 r2/H tg, где r – радиус скважины, см; Н – глубина воды в скважине, см; Второй метод – метод инфильтрации (способ Болдырева). При определении коэффициента фильтрации этим методом на выбранном месте устраивают шурф сечением не менее 0,2 х 0,2 м или скважину диаметром не менее 0,2 м. Дно шурфа или скважины должно доходить до поверхности того слоя, водопроницаемость которого определяется. При глубоком залегании изучаемого слоя (глубже 0,5 – 0,6 м) сначала выкапывают обычный почвенный шурф (яму), а на дне его устраивают измерительный шурф или скважину. В неустойчивых грунтах шурфы или скважины закрепляются. В дно их забивают колышек, возвышающийся над дном на 5 – 10 см, и насыпают слой мелкого гравия или песка толщиною около 2 см. В шурф или скважину наливают воду до верха колышка. Затем выливают определенное количество воды и отмечают время долива на часах. Когда уровень воды в скважине снизится до верха колышка, опять выливают то же количество воды и замечают время и т.д. Так как сначала одновременно с фильтрацией происходит и впитывание воды в почву до определенной влажности, то поступление воды в почву с течением времени замедляется. Исследования продолжаются до тех пор, пока фильтрационный расход не стабилизируется (установившийся расход). Коэффициент фильтрации вычисляют по формуле: K = Q/F, где Q – установившийся расход воды, см3/с; F – площадь смоченной поверхности шурфа или скважины, см2. Площадь определяют по формулам: для скважины с незакрепленными стенками F = r(r + 2Z); для скважины с закрепленными стенками F = r; для шу