Всё для Учёбы — студенческий файлообменник
2 монеты
zip

Шпаргалка «Экзаменационная» по Геологии (Гусев В. В.)

1. Внутреннее строение Земли.

Пликативные дислокации.

Спаянность.

1. [1] Толщина Земной коры (внешней оболочки) изменяется от нескольких километров (в океанических областях) до нескольких десятков километров (в горных районах материков). Сфера земной коры очень небольшая, на ее долю приходится всего около 0,5% общей массы планеты. Основной состав коры - это окислы кремния, алюминия, железа и щелочных металлов. В составе континентальной коры, содержащей под осадочным слоем верхний (гранитный) и нижний (базальтовый), встречаются наиболее древние породы Земли, возраст которых оценивается более чем в 3 млрд. лет. Океаническая же кора под осадочным слоем содержит в основном один слой, близкий по составу к базальтовым. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 миллионов лет.

[1-2] От низ лежащей мантии земную кору отделяет во многом еще загадочный Слой Мохо (назван так в честь сербского сейсмолога Мохоровичича, открывшего его в 1909 году), в котором скорость распространения сейсмических волн скачкообразно увеличивается.

[2] На долю Мантии приходится около 67% общей массы планеты. Твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, совместно с земной корой называют литосферой - самой жесткой оболочкой Земли. Под ней отмечен слой, где наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн, что говорит о своеобразном состоянии вещества. Этот слой, менее вязкий и более пластичный по отношению к выше и ниже лежащим слоям, называют астеносферой. Считается, что вещество мантии находится в непрерывном движении, и высказывается предположение, что в относительно глубоких слоях мантии с ростом температуры и давления происходит переход вещества в более плотные модификации. Такой переход подтверждается и экспериментальными исследованиями.

[3] В нижней мантии на глубине 2900 км отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности, а поперечные волны здесь исчезают совсем, что указывает на смену вещественного состава пород. Это внешняя граница ядра Земли.

[4-5] Земное ядро открыто в 1936 году. Получить его изображение было чрезвычайно трудно из-за малого числа сейсмических волн, достигавших его и возвращавшихся к поверхности. Кроме того, экстремальные температуры и давления ядра долгое время трудно было воспроизвести в лаборатории. Земное ядро разделяется на 2 отдельные области: жидкую (ВНЕШНЕЕ ЯДРО) и твердую (BHУTPEHHE), переход между ними лежит на глубине 5156 км. Железо - элемент, который соответствует сейсмическим свойствам ядра и обильно распространен во Вселенной, чтобы представить в ядре планеты приблизительно 35% ее массы. По современным данным, внешнее ядро представляет собой вращающиеся потоки расплавленного железа и никеля, хорошо проводящие электричество. Именно с ним связывают происхождение земного магнитного поля, считая, что, электрические токи, текущие в жидком ядре, создают глобальное магнитное поле. Слой мантии, находящийся в соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре выше, чем в мантии. Местами этот слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли тепломассопотоки - плюмы.

[6] ВНУТРЕННЕЕ ТВЕРДОЕ ЯДРО не связано с мантией. Полагают, что его твердое состояние, несмотря на высокую температуру, обеспечивается гигантским давлением в центре Земли. Высказываются предположения о том, что в ядре помимо железоникелевых сплавов должны присутствовать и более легкие элементы, такие как кремний и сера, а возможно, кремний и кислород. Вопрос о состоянии ядра 3емли до сих пор остается дискуссионным. По мере удаления от поверхности увеличивается сжатие, которому подвергается вещество. Расчеты показывают, что в земном ядре давление может достигать 3 млн. атм. При этом многие вещества как бы металлизируются - переходят в металлическое состояние. Существовала даже гипотеза, что ядро Земли состоит из металлического водорода.

2. Пликативные дислокации (складчатые нарушения) — это дислокации, которые происходят без разрыва сплошности пластов горных пород .Среди них различают следующие основные виды тектонических нарушений : моноклинали флексуры и складки

Все возвышености и незины в геологии называются складки.

Моноклиналь- 1. Структура, в которой слои наклонены в одну сторону. 2. Ступенчатый перегиб, изменяющий горизонтальное или близкое к нему залегание. Существенной особенностью моноклинали является связь между двумя блоками слоистых пород, перемещенных друг относительно друга по вертикали. Обычно устанавливается, что крутопадающая часть претерпела изгиб

Флексура - одна из разновидностей складчатых форм. Флексура представляет собой пологий коленообразный изгиб, наблюдаемый как в разрезе, так и в плане. Элементами флексуры являются два параллельных крыла и смыкающего крыло, а так же угол наклона смыкающего крыла и амплитуда флексуры.

3. Спайность – свойство минерала раскалываться или расщепляться по определенным направлениям и давать на плоскостях раскола зеркально-гладкие поверхности. У некоторых минералов спайность отсутствует. В этом случае говорят об изломе. Для определения спайности и излома надо внимательно рассмотреть поверхности раскола. Различают весьма совершенную, совершенную и несовершенную спайности. Весьма совершенная спайность – это такая спайность, когда кристаллы очень легко, например, ногтем, расщепляются на тонкие листочки или пластинки, образуя зеркально-блестящие плоскости (слюда, гипс)

Совершенная спайность отличается от весьма совершенной тем, что минерал раскалывается на гладкие параллельные пластинки, кубики и другие формы. Внешне эти формы напоминают самостоятельные кристаллы (кальцит, полевые шпаты, рис. 2). Несовершенная спайность обнаруживается с трудом. При расколе минерала отделение ос-колков происходит по случайным неровным поверхностям. Как правило, преобладают поверхности с неровным изломом (магнетит, пирит).

2. Строение земной коры континентов и океанов.

Раннепалеозойский этап развития Земли.

Горная порода.

1. В строении земной коры участвуют все описанные типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические. выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа:

1) субконтинентальный и 2) субокеанский.

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков.

Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый - самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй - традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым или гранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) - 5,5-6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.

Океанская кора. По современным данным, океанская земная кора имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9(12) км, чаще 6-7 км. Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.

1. Верхний, первый слой океанской коры - осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.

2. Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.

3. Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт. Но по данным драгирования, проводимого с исследовательских судов, он сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами). Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с.

Субконтинентальная кора приурочена к островным дугам, а субокеанская - к впадинам окраинных и внутриконтинентальных морей.

2. Палеозойская эра, имеющая длительность в 340 млн. лет, охватывает более половины фанерозоя. В течение палеозойской эры на земном шаре происходили чрезвычайно важные и разнообразные геологические события. Именно в это время сосуществование подвижных (геосинклинальных) и стабильных - платформенных областей определяло главные тенденции геологической эволюции земного шара. Следует учитывать, что главнейшие платформы в то время могли находиться совсем в других местах, нежели в настоящее время. Точно так же и подвижные пояса занимали иные пространства и обладали другой конфигурацией, чем те складчатые пояса, которые мы сейчас видим. Подобные выводы с неизбежностью следуют из палеоклиматических и палеогеологических реконструкций.

Палеозойская эра развития Земли подразделяется на два крупных этапа: раннепалеозойский, начавшийся еще в позднем рифее и венде и закончившийся в силурийском периоде, и позднепалеозойский, включавший девонский, каменноугольный и пермский периоды.

В раннем палеозое выделяются три периода: кембрийский, ордовикский, силурийский, каждому из которых отвечает определенная система отложений. По новым данным, нижний возрастной предел кембрийского периода 590 млн. лет, а верхняя граница силурийского - 408 млн. лет. Таким образом, ранний палеозой охватывает временной интервал около 180 млн. лет. Длительность кембрийского периода 85 млн. лет, ордовикского - 67 млн. лет, силурийского - 30 млн. лет. Кембрийская и ордовикская системы подразделяются на три отдела, а силурийская - на два.

Органический мир раннего палеозоя характеризуется быстрым расцветом разнообразных типов живых организмов и низших растений, что особенно бросается в глаза по сравнению с крайне бедным органическим миром позднего протерозоя (рис. 20.1). Поскольку огромные пространства земного шара заняты в раннем палеозое океанами и морями, животный мир представлен в основном морскими беспозвоночными организмами и водорослями. Наземные животные, к которым относятся членистоногие, и первые представители высших растений появляются лишь в силурийском периоде. Животный мир, обитавший в морях, характеризовался всеми видами беспозвоночных, среди которых наиболее широко распространены археоциаты, трилобиты, граптолиты, брахиоподы, кишечно-полостные, иглокожие и наутилоидеи.

Уже в кембрийском периоде некоторые типы беспозвоночных обладали хитиново-фосфатным, а также известковым наружным или внутренним скелетом. К раннему кембрию относится расцвет одиночных и колониальных прикрепленных бентосных организмов - археоциат, которые быстро исчезают к началу среднего кембрия. Особенно широко в кембрии, ордовике и раннем силуре были развиты трилобиты, представленные малочленистыми и многочленистыми формами, последние из которых обладали прочным известковым панцирем и могли, свертываясь, защищать мягкое брюшко. Быстрая эволюция трилобитов привела к возникновению большого количества руководящих форм, позволяющих детально расчленять нижнепалеозойские отложения. Важной группой являлись также граптолиты, обладавшие различной морфологией в кембрии, ордовике и силуре и давшие много надежных руководящих форм. Кембрийские брахиоподы, имевшие хитиново-фосфатные раковины, были примитивными, беззамковыми, но уже в ордовике появляются замковые разновидности с известковыми раковинами, количество родов которых составляет около 200.

В силуре брахиоподы становятся более сложными и впервые появляются спирифериды и продуктиды. Кишечно-полостные представлены простыми четырех лучевыми кораллами, табулятами и другими Формами, игравшими роль рифообразующих организмов.

К ордовикскому периоду относится появление стебельчатых иглокожих, среди которых интересны морские лилии, бластоидеи, цистоидеи, криноидеи. К этому же времени приурочено развитие головоногих моллюсков-наутилоидей, характеризовавшиеся раковинами диаметром в первые метры и являвшихся хищниками морского дна.

Для раннего палеозоя характерны и другие группы беспозвоночных, которые не были столь широко распространены, например губки, черви, пелециподы, мшанки (рифообразующие организмы), гастроподы и др. Важное стратиграфическое значение с начала ордовика приобретают так называемые конодонты - мелкие роговые образования, имеющие зубчатую, зазубренную форму, природа которых неясна до сих пор. Либо это челюстные аппараты кольчатых червей, либо чешуйки на поверхности тела примитивных хордовых организмов. В раннем палеозое позвоночные животные не играли сколько-нибудь заметной роли и были представлены бесчелюстными (панцирными) рыбами, которые обитали в пресных или солоноватых водных бассейнах и реже в океанах. Только в конце силурийского периода появляются рыбы с внутренним хрящевым скелетом, т.е. "настоящие" рыбы.

Растительный мир раннего палеозоя был беден и в нем преобладали синезеленые водоросли, мхи, грибы. В позднем силуре появляются первые наземные высшие растения - псилофиты, которые ознаменовали начало приспособления представителей растительного и животного мира к выходу на сушу, завершившемуся уже в позднем палеозое.

Таким образом, в раннем палеозое впервые появилась в изобилии морская скелетная фауна, пришедшая на смену бесскелетной эдиакарской фауне конца позднего протерозоя. Вот это как бы "внезапное рождение представителей органического мира, способных строить скелет" во многом представляется загадочным и непонятным, хотя существуют многочисленные попытки объяснения этого феномена с различных позиций. Не вдаваясь в подробные объяснения, следует заметить, что важную роль играло увеличение солености вод Мирового океана, причина которого также остается неясной, а также уменьшение содержания СО2 в воде.

Многие формы животных, появившихся в начале кембрия, быстро прекратили свое существование, и только трилобиты, беззамковые брахиоподы и граптолиты продолжали эволюционировать в ордовике и силуре. С начала ордовикского периода в быстром темпе развивались уже все основные классы морских беспозвоночных животных, а с конца силурийского - и первые примитивные позвоночные и наземные растения.

3. Го́рные поро́ды — природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре. Земля состоит из горных пород

3. Геологическая работа рек.

Мезозойский этап развития Земли

Классификация обломочных пород.

1. Геологическая деятельность рек

Реки производят огромную денудационную и аккумулятивную работу, существенно преобразуя рельеф. Питание рек бывает: снеговое, ледниковое, дождевое, смешанное, за счет подземных вод. Для каждой реки в течение года характерно чередование периодов высокого и низкого уровня воды. Состояние низкого уровня называется меженью , а высокого - паводком или половодьем. Движение воды в реках всегда турбулентное (беспорядочное, вихревое). В поперечном сечении потока максимальные скорости наблюдаются в наиболее глубокой части потока - стержне, меньше - у берегов.

Мощные водные потоки производят большую эрозионную, переносную и аккумулятивную работу. Способность рек производить работу называют энергией реки, или ее живой силой (К). Она пропорциональна массе воды и скорости течения.

В образовании речных долин главная роль принадлежит эрозии. Различают эрозию донную, или глубинную, направленную на врезание потока в породы, слагающие дно русла, и боковую, ведущую к подмыву берегов и, в целом, к расширению долины. Соотношение глубинной и боковой эрозии меняется на разных стадиях развития долины. В начальных стадиях преобладает глубинная эрозия, когда водный поток стремиться выработать свой продольный профиль, который характеризуется значительными неровностями. Река стремиться сгладить эти неровности применительно к уровню моря или озера, в которые впадает река. Уровень бассейна, куда впадает река, определяет глубину эрозии речного водного потока и называется базисом эрозии. Он является общим для всей речной системы. Постепенно в нижнем течении реки уклон продольного профиля уменьшается, приближаясь к горизонтальной линии, уменьшается скорость течения и, следовательно, затухает глубинная эрозия.

Одновременно с эрозией реки при своем движении захватывают продукты разрушения (при выветривании или эрозии) горных пород и переносят их волочением по дну, во взвешенном состоянии, и в растворенном виде. Влекомые по дну и взвешенные частицы принято называть твердым стоком рек.

Грубый обломочный материал усиливает донную эрозию, но и сам измельчается, истирается и окатывается, образуя гальку, гравий, песок.

Одновременно с эрозией и переносом происходит и отложение обломочного материала. Уже на первых стадиях развития реки при явном преобладании процессов эрозии и переноса на отдельных участках частично откладывается обломочный материал. Отложения, накапливающиеся в речных долинах в результате деятельности водного потока, называются аллювиальными отложениями или аллювием

2. Мезозойский этап истории Земли охватывает мезозойскую эру длительностью 170 ±10 млн. лет, которая в свою очередь подразделяется на триасовый, юрский и меловой периоды.

Вспомним, чем завершился Палеозойский этап в истории Земли.

В результате герцинского этапа складчатости завершился геосинклинальный цикл развития Урало-Монгольского (Урал), Атлантического (Аппалачи), Арктического (Иннуитская) поясов и отдельных частей Тихоокеанского (В.Австралия) и Палеотетиса (западная часть). В результате сформировался суперматерик-Пангея-2. Происходит вымирание почти всех древнейших животных-руководящих форм палеозоя.

В мезозое происходит обновление органического мира, который является промежуточным между палеозоем и кайнозоем. Мезозой - это эра рептилий и моллюсков, в юре появляются древние птицы, а в мелу - расцвет фораминифер и динозавров. В триасе появляются первые млекопитающие. Для растений - это расцвет голосеменных, а в меловой период - появление покрытосеменных.

Особенности осадконакопления.

Для Триаса типичны континентальные красноцветные толщи и коры выветривания. Морские осадки локализовались в геосинклинальных областях. В широких масштабах проявился трапповый магматизм на платформах- Сибирской, Ю.-Американской и на юге Африканской. Выделяют три типа - эксплозивный, лавовый и интрузивный (силлы).

В Юре осадки более разнообразны. Среди морских - кремнистые, карбонатные, глинистые и глауконитовые песчаники; континентальных - преобладают отложения коры выветривания, а в лагунах формируются угленосные толщи. Магматизм проявился в геосинклинальных областях - Кордильеры и Верхояно-Чукотской, а трапповый - на платформах -Ю.Американской и Африканской.

Особенностью меловых отложений является максимальное накопление писчего мела (состоит из фораминифер и остатков панцирей водорослей кокколитофорид).

Палеогеография мезозоя.

С образованием суперматерика Пангея-2 связана величайшая регрессия моря в истории Земли. Лишь небольшие участки, прилегающие к геосинклинальным поясам покрывались неглубокими морями (области, прилегающие к Кордильерам и Верхояно-Чукотской геосинклинали). Герцинские складчатые пояса представляли области расчлененного рельефа.

Климат Триаса - аридный континентальный, лишь в приморских областях (Колыма, Сахалин, Камчатка и др.)- умеренный. В конце Триаса начинается трансгрессия моря, которая широко проявилась в поздней Юре. Море распространялось в западную часть Северо-Американской платформы, почти на всю В.-Европейскую платформу, в северо-западной и восточной частях Сибирской платформы. Максимальная трансгрессия моря проявилась в верхнем Мелу. Для климата этих периодов характерно чередование влажного тропического и сухого аридного.

Строение Земной коры в Мезозое.

Для мезозоя характерно проявление перестройки Земной коры в один тектонический этап - Киммерийский.

В конце Триаса начинается раскол суперматерика Пангея-2. Группа платформ северного полушария отходит от Гондваны и происходит новое заложение геосинклинального пояса на месте Палеотетиса.

На рубеже Триаса и Юры начинается раскол континента Лаврентий на Сев.-Американскую и В.-Европейскую платформы. Он начинается с процесса заложения рифтовой зоны в Северной Атлантике, которая с конца Юры распространяется на Центральную и Южную Атлантику. Морской бассейн начал формироваться с ранней Юры в Северной Атлантике, а в конце раннего Мела практически сформировалась система Атлантического океана. Параллельно шло формирование Индийского океана, а все это вместе знаменует раскол Гондваны. С конца Юры начинается обособление Африканской платформы, от которой затем отделились Индостанская и Австралийская платформы.

Геосинклинальный режим существовал в Тихоокеанском поясе и представлен Верхояно-Чукотской и Кордильерской геосинклиналями. Особенность их формирования - это положение по окраинам платформ, накопление мощной толщи флишевых отложений. Завершение геосинклинального этапа сопровождалось внедрением гранитов и складкообразованием. После горообразования геосинклинальный режим в этих частях Тихоокеанского пояса сохраняется, только область его развития смещается в сторону океанской плиты.

По - другому происходило развитие Средиземноморского геосинклинального пояса, в котором выделяют Альпийско-Гималайскую, Тибетско-Индостанскую и Индонезийскую области. Каждая из них характеризуется своими особенностями развития.

Альпийская область подразделялась на три широтные зоны - две внешние с миогеосинклинальным типом разреза и одну внутреннюю - эвгеосинклинальную, которая в свою очередь подразделялась на систему глубоководных прогибов с ультраосновным магматизмом и систему поднятий. На рубеже Юры и Мела горообразовательные движения проявились в восточной части (Кавказ, Иран, Афганистан) и сопровождались внедрением гранитной магмы.

В Тибетско-Индостанской области геосинклинальный режим в триасе и юре являлся продолжением позднепалеозойского, т.е. здесь происходили завершающие этапы геосинклинального развития, которые в киммерийский тектонический этап завершились формированием складчатости, и впоследствии развивались как молодые платформы.

В Мезозое области проявления герцинской и каледонской складчатости вступили в платформенный этап развития - горные системы интенсивно разрушались и поставляли обломочный материал в краевые прогибы, межгорные впадины и платформенный чехол. Для Урало-Монгольского пояса - это Предуральский краевой прогиб, Тимано-Печерская, Западно-Сибирская и Туранская плиты.

На древних платформах наряду с формированием осадочного чехла происходят глыбовые движения или эпиплатформенный орогенез. Особенно мощно он проявился на Северо-Американской платформе с образованием Скалистых гор. На Сибирской и Африканской платформах мощно проявился трапповый магматизм, с образованием силлов и кимберлитовых трубок.

К концу мелового периода происходит новый раскол Гондваны - Австралия вместе с Антарктидой перемещалась на юг, Африка двигалась на север, Ю.-Америка начала движение на запад, хотя еще и не полностью откололась от Африки.

Начинается верхнемеловая великая трансгрессия моря. На рубеже мезозоя и кайнозоя вымирают рептилии, аммониты и многие другие виды животных. Существует много гипотез, объясняющих это явление, но какой-то ясности пока нет.

В Киммерийский (Мz) этап развития Земной коры - разнообразие полезных ископаемых различного генезиса. На платформах формируются:

угленосные толщи (Сибирь, Китай, Австралия);

эпоха оолитовых Fe руд (Зап.Сибирь, Германия, Франция);

бокситы (Урал, Сибирь, Ср.Азия, Франция, Испания и др.);

фосфориты (пояс от Марокко до Сирии);

соли Туркмении и Сев. Америки.

С трапповым магматизмом связаны:

Cu-Ni месторождения Норильской группы,

алмазы в кимберлитах Африки, Якутии.

В геосинклинальных складчатых областях с гранитными интрузиями связаны многочисленные месторождения Sn, W, Mo, Cu, Pb, Au, Sb, Сев. Америки, Китая, Индонезии, Приморья.

Особенность мезозоя - формирование мощных толщ писчего мела.

3. обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков;

Обломочные породы. По величине обломков обломочные породы делятся на: грубообломочные породы (псефитовые), состоящие из обломков более 2 мм5 в поперечнике; среднеобломочные или песчаные породы (псаммитовые), состоящие из обломков от 2 до 0,05 мм в поперечнике, и мелкообломочные, или пылеватые породы (алевритовые), состоящие из обломков от 0,05 до 0,005 мм в поперечнике. В пределах каждого гранулометрического типа породы подразделяются по окатанности обломков, а также в зависимости от того, представляют ли эти обломки рыхлые скопления или скреплены (сцементированы) каким-либо цементом.

Обломочные породы характеризуются также и составом обломков. Однородные по составу породы часто состоят из обломков кварца как одного из наиболее устойчивых минералов. К породам смешанного состава относят, например, аркозовые породы, содержащие обломки продуктов разрушения гранитов: калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов, меньше кварца и слюд. Если преобладают обломки средних, основных и ультраосновных магматических пород и слагающих их минералов, а также метаморфических сланцев и аргиллитов, обломочные породы называются граувакковыми.

Грубообломочные породы. В зависимости от формы и размеров обломков среди пород этого гранулометрического типа выделяют следующие: глыбы и валуны - соответственно угловатые и скатанные обломки размером свыше 200 мм в поперечнике; щебень и галька - при размерах обломков от 200 до 10 мм; дресва и гравий - при размерах обломков от 10 до 2 мм.

Грубообломочные породы, представляющие собой сцементированные неокатанные обломки, называются брекчиями и дресвяниками, сцементированные окатанные обломки - конгломератами и гравелитами.

При макроскопическом определении грубообломочных пород следует описывать состав, размеры и форму обломков. Определяя размеры, надо указывать пределы их колебаний и преобладающий размер. Следует, возможно, более точно описывать форму обломков, ибо она может подсказать, какие факторы способствовали ее возникновению. Для сцементированных пород необходимо давать описание цемента - его состава, прочности, плотности и др. Цементом служат различные химические соединения и механические частицы, выпадающие из вод, циркулирующих между обломками. Часто цемент бывает глинистым, сравнительно легко размокающим, карбонатным, легко определяемым по реакции с соляной кислотой, кремнистым, характеризующимся большой твердостью и иногда характерным блеском, железистым, выделяющимся желто-красно-бурыми окрасками и большой плотностью и др.

К среднеобломочным породам относятся распространенные в земной коре пески и песчаники. Первые представляют собой скопление несцементированных обломков песчаной размерности, вторые - такие же, но сцементированные обломки. В зависимости от величины обломков пески и песчаники разделяются на грубо-, крупно-, средне- и мелкозернистые. По составу обломков они, как и грубообломочные, бывают однородными и смешанными. Преобладающий состав обломков отражается в названии породы, например кварцевый песок или песчаник, глауконитовый, кварцево-слюдистый, аркозовый и др. Описание песков и песчаников производится по той же схеме, что и грубообломочных пород.

Мелкообломочные породы. Рыхлые скопления мелких частиц размерами от 0,05 до 0,005 мм называются алевритами. Одним из широко распространенных представителей алевритов является лёсс - светлая палево-желтая порода, состоящая преимущественно из обломков кварца и меньше - полевых шпатов с примесью глинистых частиц и извести, что легко обнаруживается по реакции с соляной кислотой. Лёсс легко растирается в мучнистый порошок, обладает большой пористостью (до 50%) и относительно слабой водопроницаемостью. Более подробная характеристика лёссов, их генезиса рассматривается в гл. 5.

При цементации алевритов морского, озерного и другого происхождения, сложенных частицами той же или близкой размерности, возникают алевролиты - широко распространенные породы разнообразной окраски, обычно с плитчатым строением, легко обнаруживаемым при раскалывании породы.

Все обломочные породы широко используются в различных отраслях строительства, чистые кварцевые пески - при изготовлении стекла.

4. Геологическая работа временных поверхностных водных потоков

Развитие гайотов.

В каких породах породообразующим минералом является гипс.

1. Геологическая работа поверхностных текучих вод зависит от массы воды и скорости ее течения. Чем больше масса и скорость, тем больше совершаемая работа. Она складывается из смыва, размыва (эрозии), переноса и отложения (аккумуляции) продуктов разрушения горных пород. Деятельность поверхностных вод, или водная денудация, имеет огромное значение в формировании рельефа. Она приводит к расчленению и в целом к понижению поверхности материков.

Сила воды тонких струек или пелены способна захватывать часть рыхлого, мелкого материала и перемещать его вниз по склону, у основания которого этот материал накапливается. Процесс плоскостного смыва получил название делювиального, а формирующиеся при этом осадки называются делювием. Максимальные мощности делювия 15-20 и более метров, а ширина шлейфа может достигать сотни метров. Под влиянием плоскостного смыва постоянно уменьшается крутизна склонов, они приобретают плавные очертания и характерный вогнутый профиль. В вершине делювиального шлейфа откладывается относительно более глубокий материал - песчаный. В конце шлейфа скапливаются только тонкие пылеватые и глинистые частицы.

Наиболее благоприятные условия для делювиального процесса создаются в пределах равнинных степных районов умеренного и субтропического поясов и зоне сухих саванн, где в кратковременные сезоны выпадения дождей или таяния снега по склонам смываются рыхлые продукты выветривания.

Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов равнинных территорий и временные горные потоки. В этих потоках происходят процессы эрозии, переноса и аккумуляции обломочного материала.

Овраги. Первая стадия: образование на склоне рытвины или промоины. Постепенно промоина увеличивается вниз и вверх по склону. На всем протяжении ее происходит интенсивная глубинная эрозия. Таким образом, овраг удлиняется вверх по течению потока. Такой процесс роста оврага называется регрессивной или попятной эрозией. Помимо роста оврага вверх, происходит энергичная эрозия вниз по склону до тех пор, пока его устье не достигнет реки, озера или моря, куда впадает овражный поток. Уровень реки или какого-либо бассейна, в который выходит овраг, носит название базиса эрозии.

Следующая стадия развития оврага и начинается с момента, когда он достигает базиса эрозии. Применительно к этому уровню глубинная эрозия постепенно сглаживается и приобретает форму вогнутой кривой. В последнюю стадию уменьшается глубинная эрозия, сглаживается обрыв вершины, склоны оврага постепенно осыпаются, приобретают угол устойчивого естественного откоса и зарастают растительностью.

В ряде районов овраги, поверхности которых сложены рыхлыми породами, очень быстро разрастаются. В результате возникает сложная ветвящаяся овражная система, захватывающая огромные площади.

Временные горные потоки. Верховья их расположены в верхней части горных склонов и представлены системой множества сходящихся рытвин и промоин, образующих водосборный бассейн. Из этого бассейна вниз по склону вода движется уже в едином русле, которое называется каналом стока. В период выпадения дождей или снеготаяния все промоины и канал стока заполняются водой, которая с большой скоростью движется вниз по склону. При этом движении вода захватывает обломочный материал, который усиливает разрушительную работу потока. При выходе его на подгорную равнину скорость течения резко уменьшается, откладывается обломочный материал, образуя конус выноса. В Средней Азии и других горных странах аридной зоны конусы выноса, сливаясь друг с другом, образуют широкие предгорные шлейфы.

В строении конусов выноса наблюдается дифференциация материала от более крупного до тонкого по мере удаления от вершины конуса. Отложения конусов выноса образуют генетический тип континентальных отложений и названы пролювием.

Сели. В горных районах периодически возникают бурные грязекаменные потоки, низвергающиеся с большой скоростью, содержащие огромное количество обломочного материала ( до 75-80% от общего объема). В Средней Азии и на Кавказе их называют сели (бешеный поток), в Альпах - муры. Они возникают при быстром таянии снега и льда во время сильных ливней. Сели обладают большой разрушительной силой и иногда носят опустошительный характер.

2. Гайоты – высокие плосковершинные выступы вулканического происхождения, местами образующие крупные подводные плато.

Образовались из морских гор (подводные горы поднимающиеся не менее чем на 1000 м над окружающей поверхностью). Имеют вершины на глубине 2500 м. Эти вершины чаще всего слишком большие, чтобы их можно было бы принять за древние кратеры, наполненные до отказа осадочными породами и другими веществами Существует версия, что это вулканы, (смотри рисунки: Вулкан часть 1; Вулкан часть 2; ) ко торые были выше уровня моря (А), вершины которых после угасания, длившегося многие годы, стали плоскими под действием воды (В), а потом погрузились под воду, когда уровень воды в море поднялся или поднялось его дно (С). Впоследствии это было подтверждено присутствием гальки на берегах.

3. Гипс — кристаллический минерал, обычно слагающий в природе огромные мраморовидные скопления гипсовых пород. Он имеет белый цвет с разнообразными оттенками, малую твердость (1,5 ...2), низкую плотность (2,3), весьма совершенную спайность и листоватый излом, отличается хрупкостью. Растворим в воде (одна часть гипса на две части воды) с максимумом растворимости при температуре 37 ...38°С и понижением ее до минимума при 107°С и выше, что объясняется образованием нового соединения — полугидрата. В генетическом отношении гипс относится к типичным химическим осадкам и образуется в высыхающих участках моря. Вместе с ангидритом он широко используется для получения вяжущих веществ.

5. Геологическая работа моря.

Кайнозойский этап развития Земли.

В каких породах породообразующим минералом является минерал кварц.

1. Разрушительное действие моря связано с движением морской воды. Наибольшее значение имеют волны, в меньшей степени - приливы и отливы. В период сильных штормов возникают огромные волны, которые, следуя друг за другом, с большой силой обрушиваются на берег и интенсивно разрушают его. Суша отступает под натиском моря, как бы срезается ими.

Берег - граница суши и моря, хотя на картах эта граница изображается линией, в действительности следует говорить о береговой зоне, то есть о более или менее широкой полосе, в пределах которой осуществляется взаимодействие суши и моря. Береговая зона состоит из собственно берега - ее надводной части - и из подводного берегового склона (Зенкович, 1962).

Выделяются два типа морских берегов отличающихся друг от друга своим развитием: приглубый берег, близ которого дно моря имеет крутой уклон и преобладающая часть обломочного материала уносится на подводный склон и отмелый берег с пологим откосом и движением большой части обломочного материала в сторону берега. В нашем случае наблюдается приглубый берег и наибольшая разрушительная деятельность моря проявляется именно у этих берегов.

Границы береговой зоны зависят от факторов: морского волнения, волновых течений и приливно-отливных явлений. Приливы и отливы - это периодическое колебание уровня моря, которое возникают благодаря притяжению Луны и Солнца. В нашем случае их действия незначительные. Они в большой степени производят размыв дна моря, чем разрушение берега. В формировании морских берегов принимают участие также некоторые организации, т.е. антропогенный фактор. Важным условием развитием берега является также тектонические движения земной коры и геологическое строение прибрежной суши и подводного берегового склона (Короновский, 2002).

Рассмотрим некоторые факторы разрушения берега. Разрушение берегов морем производится в результате: гидравлического удара самой воды; ударов многочисленными обломками горных пород, захватываемыми сильными волнами; химического действия воды.

Химическое воздействие морской воды осуществляется при помощи содержащихся в ней солей и других активных веществ лишь там, где берега сложены такими лёгкорастворимыми породами как известняк, доломит и т.д. В нашем случае береговые обрывы сложены флишем, представленным в основном устойчивыми к химическому разрушению известковистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Поэтому этот фактор мы не будем подробно рассматривать.

Разрушительная работа моря называется абразией. Гидравлический удар морской волны в период штормов достигает наибольшей силы в основном крутого скалистого берега. Разрушительное действие волн во много раз усиливается при наличии в воде обломков горных пород. Прибойные волны захватывают камни, гальку и с силой ударяют ими о скалы, раздробляя последние. Совместные удары волн и обломков о берег приводят к тому, что на поверхности скального берегового обрыва в основании склона образуется выемка. В дальнейшем процесс разрушения здесь усиливается как вследствие локализации ударов волн, так и вследствие увеличения количества обломочного материала, бомбардирующего берег. В конце концов, в основании склона образуется так называемая волноприбойная ниша, над которой горные породы нависают в виде карниза (Якушова и др., 1988). Мы наблюдали ясную волноприбойную нишу в маршруте на мыс Гуавга (рис.28). Ниша имеет высоту около 3 метров , ширину около 7 метров . Здесь в строении берега участвуют алевролиты и песчаники. Различная податливость абразии пород флишевой формации ведёт к образованию ниш и обваливанию клифов, что фактически значительно увеличивают скорость абразии на этом участке (Джанжгава, 1979).

Периодически действующие сильные прибойные волны постепенно увеличивают нишу до тех пор, пока нависшие над ней породы не потеряют равновесия и не обрушатся. После обрушения берег вновь представляет собой отвесный обрыв. Этот обрыв называется клифом. Клиф высотой от 10 до 25 метров мы могли наблюдать в районе мыса Гуавга. В этом районе наблюдались участки клифа густо покрытого растительностью и деревьями, который не может больше разрушаться, следовательно, он является мёртвым, а также участки с обрывами совершенно не покрытыми растительностью, т.е. активно разрушаемом морем (рис.29). При подрезании клифа получается развитие оползневых явлений, которые в ряде случаев выступают как основной механизм разрушения берега (см. главу ).

Процесс срезания берега происходит не бесконечно, со временем, вследствие увеличения ширины террас, энергия волн, подходящих к подножью отступившего берегового обрыва, понижается. Быстрота разрушения берегов и скорость их отступления не одинаковы в различных районах и зависят от ряда факторов. Скорость размыва значительно уменьшается там, где хорошо развит пляж. Скорость разрушения и отступания берега в Туапсинском районе составляет несколько метров в год (Зенкович, 1958).

Перенос обломочного материала обычно происходит с помощью течений. Поведение песка и гальки на пляже зависит от набегания волны. Если волны подходят перпендикулярно берегу, то песок движется вверх и вниз по одной линии, при этом за зоной прибоя возникают вдольбереговые течения, которые возвращаются в океан в виде разрывных течений - сулоя - быстротекущей (до 2 м/с) воды, затихающей за прибойной зоной (рис.30). Там, где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, происходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны.

Разрывные течения (сулой) переносят материал от берега в море, а волны - либо к берегу, либо от него. Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега, поэтому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны, наоборот, транспортируют песок от берега. Если волны косо подходят к берегу, то и забурунивание волн происходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу (рис.30). Вдольбереговые течении переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того, песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, так как волна набегает косо к берегу. С каждой новой волной частицы песка смешаются по пляжу все дальше и дальше. Крупные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравнению с мелкими гальками и песком. Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влиянием волн либо повышается (волновой нагон), либо понижается (волновой сгон), и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня (Короновский, 2002).

Разрушенные обломки горных пород, находятся всё время в движении, изнашиваются, дробятся, истираются, и окатываются, постепенно превращаясь в гальку, песок, а иногда и более мелкие частицы.

2. Кайнозойский этап истории Земли охватывает Кайнозойскую эру длительностью ~ 65 млн. лет и подразделяющуюся на три периода - палеогеновый, неогеновый и четвертичный (или антропогеновый)

Особенности органического мира Кайнозоя.

1. Обновляется фауна морей - появляются и широко распространяются новые виды простейших (Нуммулиты), двустворчатых и брюхоногих моллюсков, это расцвет шестилучевых кораллов, морских ежей и лилий; костистых и хрящевых рыб (акулы). Из млекопитающих - киты, тюлени, дельфины. От рептилий в Кайнозое сохранились черепахи, крокодилы, змеи и ящерицы.

На суше господствующие позиции у млекопитающих и птиц. В конце Палеогена появляются древние обезьяны, в конце четвертичного периода - человек разумный.

С середины неогена устанавливается господство покрытосеменных растений.

2. Представители органического мира начинают обособляться по провинциям. Это связано с разделением и перемещением отдельных континентов, установлением климатической зональности и др. факторами.

Палеогеографические особенности

1. В Палеогене происходит последняя крупная трансгрессия моря. Она была по охвату территории меньше верхнемеловой и распространялась на участки материков, прилегающих к Средиземноморскому геосинклинальному поясу и на Западно-Сибирскую плиту. Климатическая зональность была смещена к северу - тропики доходили до Гренландии.

2. С конца палеогена начинается регрессия моря, происходит постепенное смещение климатических поясов к югу. Начинается похолодание и усиливается контрастность климата.

3. В антропогене возникают центры оледенения - обширные территории Сев.-Америки, Европы, Азии, Антарктиды покрываются толщей материкового льда. Выделяют несколько эпох оледенения, среди которых максимальным по площади было Днепровское в Европе. Кроме влияния на климат, оледенения сыграли важную роль в формировании рельефа и осадконакоплении.

Особенности осадконакопления

1. Многообразие фациальных обстановок отразилось в многообразии типов осадков.

В геосинклинальных областях осадочные породы флишевой формации достигают огромной мощности ~20 км. На платформах широко развиты озерные, речные, эоловые и другие континентальные осадки. В связи с оледенением широкое распространение получили различные типы моренных, озерно-ледниковых и лессовых отложений.

2. Проявление андезитобазальтового вулканизма, связанного с развитием рифтовых поясов на платформах (Африканский, Байкальский и др.)

Строение Земной коры связано с проявлением Альпийского этапа складчатости в неогене. Сформировались складчатые сооружения Альпийско-Гималайского пояса, береговой части Кордильер и Анды. Их сопровождало формирование предгорных прогибов - Предкавказского, Предкарпатского и Мессопотамского.

В западной части Тихоокеанского пояса(Камчатка и др.области) продолжается геосинклинальная стадия развития.

На рубеже Мела и Палеогена происходит окончательный раскол Гондваны - Австралия отделяется от Антарктиды, Африка и Южная Америка расходятся окончательно. Северо-Американская подходит к Сибирской в районе Берингова моря.

На молодых и древних платформах в неогене происходят колоссальные процессы эпиплатформенного орогенеза. Они сопровождаются глыбовыми поднятиями участков, которые определили формирование современного рельефа.

Кайнозойский этап в формировании полезных ископаемых - на фоне разнообразия сформировавшихся месторождений следует выделить:

коры выветривания Fe, Mn,Ni, Co и бокситов;

осадочные руды Fe и Mn (Керченское, Чиатурское и др.);

1/3 мировых запасов нефти (Кувейт, Кавказ, Туркмения, Иран, Ирак, Саудовская Аравия, Каспий);

четвертичные россыпи Au, Pt, Sn, алмазов и др.

С альпийской складчатостью связаны своеобразные золото-серебрянные месторождения.

3. Кварц — один из самых распространённых минералов в земной коре, породообразующий минерал большинства магматических и метаморфических пород. 12 процентов земной коры состоит из кварца.

Химическая формула: SiO2 (диоксид кремния).

6. Строение дна океана. Гипсографическая кривая.

Геохронологическая таблица.

В каких породах породообразующим минералом является минерал халцедон.

1. Большую часть дна океана занимают океанические платформы, которые представляют собой участки коры, утратившие значительную подвижность и способность к деформациям. К активным участкам дна относятся геосинклинали (от греческих слов «гео» - Земля и «синклино» - прогиб), широко распространенные в западной части Тихого океана, а также срединные океанические хребты.

В формировании рельефа дна океана, как и всей Земли, участвуют эндогенные (внутренние, тектонические) и экзогенные (внешние, поверхностные) факторы. Эндогенные факторы проявляются в виде землетрясений, извержений вулканов, а также медленных движений земной коры. К экзогенным факторам относятся волнение моря, различные течения, мутьевые потоки (потоки, насыщенные взвешенными твердыми частицами и движущиеся по склону с большими скоростями), деятельность морских организмов и др.

Выделяются четыре основные формы рельефа дна океана: подводная окраина материков, переходная зона, ложе океана и срединные океанические хребты.

Из 73,6 млн. км2 примерно две трети подводной окраины материков приходится на северное полушарие. В Тихом океане она занимает только 10% площади дна, а в Северно-Ледовитом – до 75%. Подводная окраина состоит из шельфа, материкового склона и материкового подножия.

Шельф представляет собой мелководные зоны вокруг материков, простирающиеся от береговой линии до резкого перегиба поверхности дна на средней глубине 140 м (в конкретных случаях глубина шельфа может меняться от нескольких десятков до нескольких сотен метров). Средняя ширина шельфа 70-80 км, а наибольшая – в районе Канадского Арктического архипелага (до 1400 км) и в Баренцевом море (до 1000км). В пределах шельфа почти целиком располагаются Северное, Жёлтое, Карское, Восточно-Сибирское, Чукотское и другие моря. Одним из самых обширных шельфов является Зондский, расположенный в Яванском море и южной части Южно-Китайского моря и имеющий площадь 1,8 млн. км2.

Следующая форма подводной окраины материков, материковый склон, представляет собой относительно крутую (уклон 3-6°) часть дна, расположенную у внешнего края шельфа. У берегов вулканических и коралловых островов уклоны могут достигать 40-50°. Ширина склона 20-100 км, а нижняя граница его устанавливается там, где уклон становится равным 1:40 (на глубинах от 1400 до 3200 м).

Склон в виде одного крупного уступа характерен для тихоокеанского побережья Северной Америки (уклоны дна до 35°) и восточного побережья Черного моря (уклоны до 16-17° и более). У южного берега Крыма на склоне имеется две ступени в виде подводных террас с выровненной поверхностью.

Материковое подножие, представляет собой наклонную, нередко слабоволнистую равнину, окаймляющую основание материкового склона на глубинах 2-4 км и имеющую уклоны от 0,01 до 0,001. Материковое подножие может быть и узким, и широким (до 600-1000 км шириной) и иметь ступенчатую поверхность. Оно характеризуется значительной толщиной осадочных пород (до 3 км и более). Полого-волнистый характер поверхности подножия обусловлен наличием соединившихся между собой конусов выноса. Хорошо развито материковое подножие у атлантического побережья Северной Америки.

Переходная зона имеет прерывистое распространение и занимает площадь около 36 млн. км2. Она характеризуется наличием определенных вторичных форм, расположенных в строгой последовательности: к материковому подножию примыкает котловина окраинного моря, со стороны океана эта котловина ограничена крутыми склонами горных хребтов или островными дугами, с внешней стороны которых расположен глубоководный желоб. Такой тип переходной зоны широко распространен в западной части Тихого океана: Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Филиппинская, Марианская, Тонга-Кермадекская области.

Рельеф дна котловин морей обычно равнинный, однако встречаются холмистые равнины и подводные хребты. Дно котловин сложенокорой, по своему строению близкой к океанической, но отличающейся большей мощностью осадочного слоя. Так, в Японском море мощность осадочного слоя 1,5 км, а в Охотском – до 5 км.

Большинство островных дуг в западной части Тихого океана являются двойными, разделенными депрессией с глубинами несколько километров. Как правило, островные дуги отличаются сейсмической активностью и вулканизмом.

Одной из наиболее интересных форм переходной зоны являются краевые глубоководные желоба, простирающиеся до 2000-3000 км. В Мировом океане насчитывается около 40 краевых желобов, большинство из которых располагается по периферии Тихого океана. Желоба считают структурными границами между материком и океаном, так как у многих из них один склон подстилается материковой корой, а другой – океанической. Предполагают, что желоба образуются при встречном движении литосферных плит и опускании океанической коры под материковую, а граница между ними уходит глубоко в недра Земли.

Площадь ложа дна океана превышает 200 млн. км2, т.е. составляет примерно 60% площади Мирового океана. Характерными особенностями ложа являются широкое развитие равнинного рельефа, наличие крупных горных систем и возвышенностей, не связанных со срединными хребтами, а также океанический тип земной коры.

Наиболее обширными формами ложа океана являются океанические котловины, погруженные на глубину 4-6 км и представляющие плоские и холмистые абиссальные ранины. Самой обширной из океанических котловин является Северо-Восточная в Тихом океане, дно которой представляет самый большой на всей Земле участок ровной поверхности.

Повышения дна между котловинами называют порогами. Их склоны обычно менее круты, чем склоны хребтов. Плоские или слабо наклонные участки дна, возвышающиеся над абиссальными равнинами более чем на 200 м, называются подводными плато (Бермудское в Атлантическом океане, Крозе в Индийском и др.). Поверхность плато находится на 1000-2000 м и более ниже уровня океана.

Другие возвышенности ложа (вулканические цепи, океанические кряжи, валы) имеют по сравнению со срединными хребтами более простое строение. Они располагаются параллельно срединным хребтам или под углом к ним, что придает дну океана крупноячеистое строение.

На поверхности океанических котловин и поднятий располагаются многочисленные подводные горы (изолированные поднятия глубоководного дна высотой 1000 м и более). Если подводная гора имеет срезанную и относительно плоскую вершину, расположенную ниже уровня океана более чем на 200 м, то такая гора называется гайотом. Гайоты представляют собой древние потухшие вулканы, которые когда-то были подняты над уровнем океана, а морские волны «срезали» вершины конусов и сделали их плоскими. Подводные горы встречаются во всех океанах.

В рельефе дна тропических районов Мирового океана (особенно Тихого) значительную роль играют коралловые атоллы, представляющие кольцевидной формы коралловую полосу суши, окаймляющую внутреннюю лагуну.

Срединные океанические хребты имеют совершенно особое строение. Главным их элементом является подводный хребет, разделенный вдоль осевой части продольной депрессией, которая носит название рифтовой долины. Срединные хребты обладают значительной шириной, до 600-1000 км и более, и состоят из ряда продольных гряд. По обе стороны от рифтовой долины находятся рифтовые гребни – наиболее высокие части центрального хребта, отдельные вершины которого выступают над уровнем океана (Азорские острова, острова Сан-Паулу, Буве и др.). Далее располагаются так называемые крылья срединных хребтов высотой от 500 до 2000 м, имеющие сильно расчлененный рельеф. Земная кора в зоне срединного хребта по своему строению относится к океаническому типу, но мощность её достигает 20 км.

Срединные океанические хребты характеризуются высокой сейсмической активностью, выраженной современным вулканизмом и очагами землетрясений.

Гипсографическая кривая (от греч. hypsos — высота и grapho — пишу), кривая в прямоугольных координатах, показывающая распространённость на Земле различных высот (на суше) и глубин (на море). Эта кривая получается, если по оси ординат отложить высоты (вверх от начала координат) и глубины (вниз от начала координат), а по оси абсцисс — площади, занятые определёнными высотами и глубинами. Г. к. показывает, что 80% рельефа Земли приходится на пространство морского дна, невысоких равнин суши и шельфа, а также высоких выровненных поверхностей. Часть кривой, отражающая профиль дна океана, называется батиграфической кривой. Г. к. впервые была построена в 1883 А. Лаппараном и в 1933 уточнена Э. Коссина. В 1959 В. Н. Степановым были пересчитаны данные для батиграфической кривой, которые внесли большие изменения в прежние представления.

3. Образуется из низкотемпературных гидротермальных растворов, а также при процессах диагенеза, эпигенеза и выветривания. Отлагается главным образом из коллоидных растворов (продукт раскристаллизации гелей кремнезема). Халцедон часто встречается в осадочных породах в виде желваков, конкреций, пластообразных залежей, псевдоморфоз по раковинам, кораллам и др. Халцедон - основной компонент многих кремнистых пород, окаменелой древесины, яшм. Главные промышленные месторождения Халцедона связаны с миндалекаменными эффузивами, а также с продуктами их разрушения

Халцедон — полупрозрачный минерал, тонковолокнистая разновидность кварца.

7. Субдукция.

Палеонтологический метод определения возраста Горных пород.

В каких породах породообразующим минералом является минерал кварц.

1. Субдукция Процесс в тектонике литосферных плит, при котором более плотные породы океанического дна при столкновении плит поддвигаются под более легкие породы континентальной коры. В этом процессе высвобождается огромное количество энергии в виде землетрясений. Кроме того, часть погрузившихся пород плавится с образованием магмы и вырывается на поверхность континентальной коры через жерла вулканов.

2. Палеонтологический метод, метод определения относительного возраста осадочных толщ земной коры по сохранившимся в них ископаемым остаткам организмов. Используется для решения задач стратиграфии. Основоположник метода — английский инженер У. Смит (1769—1839), обративший внимание на то, что в разных осадочных слоях горных пород присутствуют характерные для каждого из них остатки организмов, и показавший, что эти остатки можно использовать для сопоставления толщ разных районов и составления на этой основе геологических карт. Развитию П. м. способствовали работы Ч. Дарвина, утвердившие эволюционный подход в палеонтологии. В основу П. м. положены идеи последовательной смены групп животных и растений в ходе исторического развития органического мира Земли, неповторяемости растительных и животных форм (см. Необратимость эволюции), а также признания необязательного одновременного изменения отдельных групп на всём земном шаре.

Нередко геологический возраст отложений определяют по так называемым руководящим ископаемым. Недостаток такого подхода в том, что руководящие роды и виды при определённых условиях могут появляться на ином, не свойственном им уровне. Более надёжно выяснение возраста отложений по комплексам ископаемых организмов. Сопоставление может считаться надёжным, если в вертикальном разрезе устанавливается одинаковая последовательность нескольких фаун. Большие трудности возникают при сопоставлении морских и континентальных отложений, содержащих (как правило) остатки организмов разных групп. При применении П. м. наиболее важны те группы организмов, которые быстро изменялись во времени, были широко распространены, хорошо сохраняются в ископаемом состоянии и встречаются в значительном количестве. Всё большее значение для П. м. приобретают микроорганизмы и микроостатки организмов (фораминиферы, остракоды, споры и пыльца, конодонты и др.); из морских макроорганизмов — граптолиты, головоногие моллюски, брахиоподы, из континентальных — позвоночные и растения.

8. Спрединг.

Стратиграфический метод определения возраста Горных пород.

В каких породах породообразующим минералом является минерал кальцит.

1. Спрединг (от английского spread — растягивать, расширять) — процесс образования новой окенической литосферы в срединно-океанических хребтах и раздвижения окенических плит. Спрединг происходит на дивергентных границах плит. Он приводит к образованию полосовых магнитных аномалий.

Выражается в импульсивном и многократном раздвигании блоков литосферы и в заполнении высвобождающегося пространства магмой, генерируемой в мантии, а также твердыми протрузиями мантийных перидотитов.

Процессы спрединга локализуются, главным образом, в пределах Срединно-океанических хребтов и формируют океаническую кору.

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

3. Кальцит — кристаллический минерал ромбоэдрической, пластинчатой формы, бесцветный или молочно-белой окраски с различными оттенками, стеклянным блеском, низкими твердостью (3) и плотностью (2,6 ... 2,8), совершенной спайностью по трем направлениям и ровным изломом. Кальцит слабо растворим в воде, но под влиянием углекислоты, часто содержащейся в воде (например, грунтовой), он переходит в бикарбонат кальция, который растворяется в воде примерно в 100 раз легче, чем сам кальцит. Поэтому породы, содержащие кальцит, быстро разрушаются при контакте с водой, насыщенной углекислотой. Кальцит легко распознается по реакции «вскипания» под действием разбавленной соляной кислоты, которая вызывается бурным выделением углекислого газа и служит простым приемом распознавания карбонатных пород. В природе кальцит встречается в виде кристаллических агрегатов, друз (сростков), натеков, но преимущественно распространен в виде мощных отложений известняков, мрамора и др. Условия его образования разнообразны и в основном связаны с накоплением известняковых илов— продуктов жизнедеятельности растительных и животных организмов в морских бассейнах (органогенные известняки), а также с отложением под влиянием коагуляции коллоидных растворов углекислой извести в виде тонких пленок на поверхности частиц, взвешенных в движущейся воде (химические известняки). Месторождения различных видов кальцита, а также разнообразных карбонатных пород — мела, мраморов — встречаются в Карелии, на Украине, в Донбассе, на Урале. Они являются ценным поделочным материалом, сырьем для производства цемента, извести, огнеупоров.

9. Рифтогенез.

Дизъюнктивные дислокации.

Хемогенные горные породы.

1. Рифтогенез — это процесс, приводящий к образованию рифта. Слово «рифт» в переводе с английского языка означает «расселина», «открытое пространство», «расхождение». Рифтогенез начинается с подъёма горячей мантии к подошве земной коры, которая растягивается. Кора при этом раскалывается. Глубокие разломы, доходящие до мантии, приводят к падению давления в ней, вызывая её плавление. Расплавленное вещество мантии (магма) поднимается по этим разломам к поверхности Земли и, если изливается, вызывает вулканическую деятельность.

На поверхности формируются ограниченные разломами прогибы, которые называются грабенами. Если к подошве земной коры не поступает новая порция горячей магмы, мантия начинает остывать, уменьшаться в объёме, что приводит к прогибанию земной коры. Образовавшийся прогиб заполняется осадками. Так возникают наиболее глубокие прогибы на древних и молодых платформах.

В том случае, если горячая магма продолжает поступать к подошве земной коры, кора ещё больше растягивается, затем разрывается на части, которые удаляются друг от друга. Пространство между расходящимися блоками заполняется остывающим мантийным веществом. Формируется новый, океанический тип земной коры, более тонкой и тяжёлой, чем земная кора континентов. По мере удаления от центра рифтовой структуры мантия и вновь образованная океаническая кора всё больше охлаждаются и погружаются. Таким образом возникают океанские котловины. Ряфтогенез, а следовательно, растяжение в геологической истории проявлялись неоднократно. Благодаря рифтогенезу сформировались наиболее глубокие прогибы в древних платформах. Он играл ведущую роль при переходе разрушенных палеозойских орогенов в прогибы, давшие начало молодым плитам. Наконец, этот процесс вызвал интенсивные тектонические движения на древних платформах и в складчатых областях.

Наиболее крупными и активными современными рифтами на континентах являются Байкальский рифт на краю Сибирской платформы и Восточно-Африканский рифт на Африканской платформе.

Но особенно активно рифтогенез проявился и до сих пор продолжает действовать в океанах. Процесс рифтогенеза оказал большое влияние на развитие океанов.

2. Дизъюнктивные дислокации — дислокации сопровождающиеся разрывом сплошности пластов горных пород. Они проявляются в виде трещин, по которым происходит смещение пласта. Различают следующие дислокации: сброс, взброс, надвиг, сдвиг, ступенчатый сброс, грабен и горст.

Сброс (в структурной геологии) — разлом, по которому один блок земной коры опускается относительно другого.

Сбросы часто образуются в обстановках растяжения земной коры, при образовании рифтов.

Надвиг — термин из тектоники. Обозначает разрывное нарушение обычно с пологим (до 45 градусов или не более 60 градусов) наклоном сместителя, по которому висячий блок поднят относительно лежачего и надвинут на него.

Грабен (англ. graben, ров) — дислокация, участок земной коры, опущенный относительно окружающей местности по крутым или вертикальным тектоническим разломам. Грабенами называются участки земной коры, опущенные системе сбросов. Сбросом называется разрывное смещение, при котором висячее крыло движется вниз по круто падающей плоскости смесителя в направлении, близком к вертикальному.

Горст (от нем. Horst) — дислокация, приподнятый, обычно вытянутый участок земной коры, образовавшийся вследствие тектонических движений. Ограничен круто наклонёнными разломами.

3. Хемогенные горные породы (англ. Chemeia — химия; англ. Genes — рождение) — осадочные горные породы, образующиеся на дне водоемов при химическом осаждении из растворов или при испарении воды. Важную роль в их образовании играет испарение, поэтому второе их название — эвапориты (от латинского слова испарение). Основные пояса накопления эвапоритов сосредоточены в пределах умеренного и субтропического поясов.

Этот генетический тип охватывает группу сульфатных и галоидных пород. Сульфатные породы представлены ангидритом, гипсом, доломитом, яшмой, джеспилитом, некоторыми известняки и др. Галоидные породы представлены каменной солью и калийными солями — галитом, карналлитом и сильвинитом. Залежи калийных солей имеют большое экономическое значение.

Выделяют также водные хемогенные отложения пещер — пещерные отложения (кальцитового состава) из текучей и стоячей воды. Водные хемогенные отложения образуются в субаэральных и субаквальных условиях и представлены сталактитами, сталагмитами, кристаллами гипса, кальцитово-арагонитовыми сосульками, натечной корой.

10.Океанические и континентальные рифты.

Палеомагнетизм.

Органогенные горные породы.

1. Рифт — крупная линейная впадина в земной коре, образующаяся в месте разрыва коры в результате её растяжения или продольного движения.

Океанические рифты

На океанической коре рифты приурочены к центральным частям срединно-океанических хребтов. В них происходит образование новой океанической коры. Общая их протяжённость более 60 тысяч километров. К ним приурочено множество гидротермальных источников, которые выносят в океан значительную часть глубинного тепла, и растворённых элементов. Высокотемпературные источники называются чёрными курильщиками, с ними связаны значительные запасы цветных металлов.

Континентальные рифты

Раскол континента на части начинается с образования рифта. Кора утончается и раздвигается, начинается магматизм. Формируется протяжённая линейная впадина глубиной порядка сотен метров, которая ограничена серией сбросов. После этого возможно два варианта развития событий: либо расширение рифта прекращается и он заполняется осадочными породами, превращаясь в авлакоген, либо континенты продолжают раздвигаться и между ними, уже в типично океанических рифтах, начинает формироваться океаническая кора.

2. Палеомагнетизм

свойство горных пород намагничиваться в период своегоформирования под действием магнитного поля Земли и сохранять приобретеннуюнамагниченность в последующие эпохи. Палеомагнетизм дает возможностьизучать эволюцию геомагнитного поля (см. Инверсия геомагнитного поля) исоздать абсолютную палеомагнитную геохронологическую шкалу.

При палеомагнитных исследованиях выясняют сначала, каким из видов намагниченности обладает данная порода, стремятся выделить первичную намагниченность (образовавшуюся вместе с породой) и по ней определить древнее геомагнитное поле. Существуют полевые и лабораторные методы исследования, позволяющие определить первоначальное направление вектора остаточной намагниченности путём статистической обработки достаточно большого количества измерений, сделанных на отдельных образцах. По направлению горизонтальной составляющей вектора устанавливается направление магнитного меридиана, по величине наклонения вектора в месте взятия породы определяется палеомагнитная широта .

Систематические палеомагнитные исследования в разных странах ведутся с начала 50-х гг. 20 в. Основные результаты исследований таковы:

1) На протяжении последних 600 млн. лет напряжённость геомагнитного поля, по-видимому, существенно не менялась.

2) Определения положения геомагнитного полюса по горным породам Европы и Северной Азии показывают, что на протяжении последних 500—600 млн. лет полюс перемещался из центральной части Тихого океана (кембрий, 570—500 млн. лет назад) через район, расположенный к С.-В. от Японии (пермский период, 285—230 млн. лет назад), и Северо-Восточную Азию до современного положения. Кривые движения полюса, построенные по намагниченности пород других материков или тектонических платформ (например, Индийской платформы), существенно отличаются от европейской кривой (так, например, полюс, определённый по пермским отложениям Австралии, располагался в районе Северо-Западной Африки, в дальнейшем полюс двигался навстречу европейской кривой). В то же время значения палеомагнитной широты обнаруживают высокую корреляцию с данными палеоклиматологии, позволяющую предполагать, что магнитная ось обычно совпадала с осью вращения Земли (или располагалась вблизи неё).

3) Для совмещения кривых движения геомагнитного полюса, определённых по породам разных континентов (рис. 1), оказывается необходимым предположить, что континенты постепенно меняли своё положение по отношению друг к другу и по отношению к полюсам. Соответствующие реконструкции, в которых достигается максимальное совмещение кривых, весьма близки к тем, которые были предложены геологами на основании сходства контуров материкового склона и геологического строения разобщённых частей древних палеозойских материков (например, Африки и Южной Америки; см. Мобилизм, Тектонические гипотезы). Если же принять, что материки не перемещались, то оказывается неверным закон, по которому палеомагнитологи определяют положение геомагнитного полюса в прошлые геологические эпохи, и тогда следует считать, что поле в те эпохи не было дипольным. Данные ряда исследований свидетельствуют в пользу первого предположения (дипольное поле), но однозначного решения этого вопроса до сих пор не получено.

4) Геомагнитное поле при одном и том же направлении геомагнитной оси через интервалы времени, составляющие от 500 тыс. до 50 млн. лет, изменяет своё направление на обратное; происходит так называемая инверсия геомагнитного поля. Южный магнитный полюс находится в эпохи нормальной полярности вблизи Северного географического полюса, а в эпохи обратной полярности — вблизи Южного географического полюса. Изучение инверсий даёт экспериментальный базис для создания теории геомагнитного поля (см. Земной магнетизм) и позволяет составить магнитно-стратиграфическую шкалу геохронологии. Хронология геомагнитных инверсий хорошо установлена лишь для позднего кайнозоя (плиоцен, антропоген) и немногих др. отрезков геологического времени (рис. 2). Моменты инверсий запечатлены в геологических разрезах всего земного шара и позволяют производить корреляцию далеко отстоящих разрезов. По смене направления намагниченности пород, обусловленной инверсией, расчленяются толщи осадочных или вулканических пород и уточняются датировка их возраста и последовательность геологических событий.

3. Органогенные горные породы, биогенные породы, осадочные горные породы, состоящие из остатков животных и растительных организмов или продуктов их жизнедеятельности. Организмы обладают способностью концентрировать определённые соединения, образуя скелеты или ткани, которые сохраняются в ископаемом состоянии. По вещественному составу среди Органогенные горные породы можно выделить карбонатные, кремнистые, некоторые фосфатные породы, а также угли (см. Угли ископаемые). Органогенные карбонатные породы (известняки) состоят из раковин фораминифер, кораллов, мшанок, брахиопод, моллюсков, водорослей и др. организмов. Своеобразными их представителями являются рифовые известняки, слагающие атоллы, барьерные рифы и др., а также писчий мел. К органогенным кремнистым породам относятся: диатомит, спонголит, радиолярит и др. Диатомиты состоят из опаловых скелетов диатомовых водорослей, а также спикул кремнёвых губок и радиолярий. Спонголиты — породы, содержащие обычно более 50% спикул кремнёвых губок. Цемент у них кремнистый, из опаловых округлых телец, или глинистый, слегка известковистый, нередко включает вторичный халцедон. Радиоляриты — кремнистые породы, более чем на 30% состоящие из скелетов радиолярии, которые в современных океанах образуют радиоляриевый ил. Помимо радиолярий, в них входят единичные спикулы губок, редкие скорлупки диатомовых водорослей, кокколитофориды, опаловые и глинистые частицы. При перекристаллизации радиоляриты переходят в яшмы. Органогенные фосфатные породы не имеют большого распространения. К ним относятся ракушечники из фосфатных раковин силурийских брахиопод — оболид, скопления костей ископаемых позвоночных, известные в отложениях разного возраста, а также гуано — продукты разложения помёта птиц, толщи которого накапливаются обычно на островах в условиях сухого климата.

11.Литосферные плиты.

Палеонтологический метод определения возраста Горных пород.

Эффузивные горные породы.

1. Литосферная плита — это крупный стабильный участок земной коры, часть литосферы. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты ограничены зонами сейсмической, вулканической и тектонической активности — границами плиты. Границы плит бывают трёх типов: дивергентные, конвергентные и трансформные.

Из геометрических соображений понятно, что в одной точке могут сходиться только три плиты. Конфигурация, в которой в одной точке сходятся четыре или более плит, неустойчива, и быстро разрушается со временем.

Существует два принципиально разных вида земной коры — кора континентальная и кора океаническая. Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (пример — крупнейшая тихоокеанская плита), другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.

Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. Литосферные плиты также могут тонуть в мантии планеты, достигая глубины ядра[1]. С другой стороны, разделение земной коры на плиты не однозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими. Поэтому очертания плит меняются со временем и в этом смысле. Особенно это касается малых плит, в отношении которых геологами предложено множество кинематических реконструкций, зачастую взаимно исключающих друг друга.

Карта литосферных плит

Более 90% поверхности Земли покрыто 13-ю крупнейшими литосферными плитами:

• Австралийская плита

• Антарктическая плита

• Аравийский субконтинент

• Африканская плита

• Евразийская плита

• Индостанская плита

• Плита Кокос

• Плита Наска • Тихоокеанская плита

• Плита Скотия • Северо-Американская плита

• Южно-Американская плита

• Филиппинская плита

Плиты среднего размера:

• Плита Хуан де Фука

• Охотская плита

• Карибская плита

Исчезнувшие плиты:

• Плита Фараллон

• Плита Кула Исчезнувшие океаны:

• Тетис

• Панталасса • Палеоазиатский океан

• Палеоуральский океан

Суперконтиненты:

• Пангея Ультима или Амазия будущий суперконтинент.

• Пангея • Гондвана

• Лавразия • Родиния

• Нуна • Склавия

3. Эффузивные (излившиеся) горные породы образуются при остывании

магмы в виде лавы (от итальянского “лава” – затопляю) на поверхности земной

коры или вблизи нее. По вещественному составу эффузивные горные породы

сходны с глубинными, они образуются из одной и той же магмы, но в разных

термодинамических условиях (давлении, температуре и др.). На поверхности

земной коры магма в виде лавы остывает значительно быстрее, чем на

некоторой глубине от нее. Поэтому образцы эффузивных горных пород в

изломе смотрятся как аморфные, некристаллические, с редкими

различимыми невооруженным глазом кристаллами (порфировыми

вкрапленниками). Эффузивные горные породы, которые образовались из

магм, насыщенных растворенными в них газами, имеют поры, пустоты,

которые, в свою очередь, впоследствии могут заполняться

низкотемпературными минералами или вулканическим стеклом.

Очень часто в образцах эффузивных горных пород видна ориентировка

слагающих ее некоторых компонентов – полосчатое распределение окраски;

вытянутые в каком-либо направлении пустоты, поры, образовавшиеся при

течении магмы на поверхности земной коры.

Главные представители эффузивных магматических горных пород –

обсидианы, туфы, пемзы, базальты, андезиты, трахиты, липариты,

дациты, риолиты.

Основные отличительные признаки эффузивных (излившихся)

магматических горных пород, которые определяются их происхождением и

условиями образования, следующие:

• для большинства образцов грунтов характерна некристаллическая, тонко-,

мелкозернистая структура с отдельными видимыми глазом кристаллами;

• для некоторых образцов грунтов характерно наличие пустот, пор, пятен;

4 • в некоторых образцах грунтов присутствует какая-либо закономерность

пространственной ориентировки компонентов (окраски, овальных пустот и

др.).

Отличия эффузивных горных пород друг от друга, как и интрузивных

горных пород друг от друга, определяются условиями их образования и

вещественным составом магмы, что проявляется в различной их окраске

(светлые – темные) и составе компонентов.

12.Типы относительного движения литосферных плит.

Стратиграфический метод определения возраста Горных пород.

Интрузивные горные породы. Формы их залегания.

1. Существует три основных типа относительных перемещений плит

1)расхождение (дивергенция), выражено рифтингом и спредингом;

2)схождение (конвергенция) выраженное субдукцией и коллизией;

3)сдвиговые перемещения по трансформным геологическим разломам

3. ИНТРУЗИВНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ, магматические горные породы, образовавшиеся в земной коре на глубине или в приповерхностных зонах из расплавленной магмы в условиях высокого давления и медленного охлаждения.

В зависимости от содержания кремнезёма делятся на кислые, средние, основные, ультраосновные. Отдельно выделяются щелочные Интрузивные горные породы. По глубине образования различают абиссальные (глубинные) Интрузивные горные породы — граниты, диориты, габбро и другие и гипабиссальные (малых глубин и приповерхностного образования) — габбро-порфириты, гранит-порфиры и другие.

Наиболее распространены кислые Интрузивные горные породы — биотитовые, биотит-роговообманковые и другие граниты. Они образуют ряд крупных массивов в западной части и многочисленныен более мелкие тела по всей территории Беларуси. Средние Интрузивные горные породы, представленные преимущественно биотит-роговообмаиковыми диоритами, более известны на юге, где в тесной ассоциации с гранитами и гранодиоритами образуют многочисленные тела в составе так называемого микашевичского комплекса. Основные, ультраосновные и щелочные Интрузивные горные породы представлены главным образом небольшими интрузиями. С Интрузивными горными породами связаны залежи железных руд (Новосёлковское место рождение), а также рудопроявления цветных и редких металлов.

Формы залегания интрузивных пород

Внедрение магмы в различные горные породы, слагающие земную кору, приводит к образованию интрузивных тел (интрузивы, интрузивные массивы, плутоны).

В зависимости от того, как взаимодействуют интрузивные тела с вмещающими их горными породами выделяют:

Согласные (конкордантные) интрузивные тела, внедрявшиеся между слоями вмещающих пород (форма таких тел зависит от складчатой струк-туры вмещающей толщи).

Несогласные (дискордантные), то есть те, что прорывают и пересекают слоистые вмещающие толщи и имеют форму, не зависящую от структуры последней. Среди согласных выделяют: лакколиты, лополиты, факолиты, этмолиты, бисмалиты, силлы; Среди несогласных: батолиты, штоки, дайки, апофизы, хонолиты.

Показать полностью…
Похожие документы в приложении