Иван Михайлович Губкин

(1871-1939) советский геолог, основоположник современной нефтяной геологии, основополагающий труд «Учение о нефти», где изложены основы теории происхождения нефти, условия формулирования залежей, впервые дал научно-обоснованный прогноз нефти газоносности Сибири.

Александр Евгеньевич Ферсман(1883-1945) академик АМн СССР, ученик Вернадского, свыше 1000 статей, наиболее фундаментальный труд Четырёхтомник «Геохимия», лауреат ленинской и государственной премии

2. Гипотезы происхождения Вселенной и Солнечной системы.

Происхождение Вселенной

В настоящее время официально принята гипотеза о происхождении Вселенной американского астронома Хаббла. Суть этой гипотезы: первоначально вещ-во Вселенной находилось в состоянии симбулярности и ничего не происходило. Затем в результате флуктуации (случайное отклонение наблюд. величины от её среднего значения) произошел взрыв. Вселенная начала расширяться. Отсюда др. название этой гипотезы «Большой взрыв». Расширение Вселенной продолжается до сих пор. Есть факты которые подтверждают эту гипотезу, но множество фактов не укладываются в неё.

Гипотезы об образовании солнечной системы

Все эти гипотезы называются космогоническими.

Космогонические гипотезы подразделяются на 2 группы: Небулярные и гипотезы захвата. Суть небулярных гипотез : солнечная система образовалась из разряженной туманности вследствие концентрации вещ-ва на определённых орбитах, что бы снять противоречие небулярных гипотез сделано предположение, что планеты, не отвечающая этим гипотезам, захвачены солнечной системой из вне и это и есть суть гипотез захвата. Не та не др. из этих гипотез полностью не объясняют поведение планет солнечной системы.

Среди небулярных гипотез сущ. 2 варианта

1)Солнечная система образовалась из раскаленной туманности – гипотеза Лапласа

2)Солнечная система образ. Из холодной туманности—Кант.

По Канту разогрев вещ-ва планет происходил вследствие многочисленных столкновений образующих планету небесных тел. В дальнейшем гипотеза Канта была дополнена гипотезой советского ученого, академика Шмидта о том, что разогрев планет поддерживается радиоактивным распадом. Гипотеза Шмидта официально принята в России.

3.Планеты Солнечной системы – планеты земной группы и планеты-гиганты.

8 планет в солнечной системе основная масса солн. сист. сосредоточена в солнце 98,9% вещ-ва. Большая часть основной массы приходится на Юпитер. Планеты солн.системы по своим параметрам подраз. на 2 резко отличающ. друг от друга группы

1)Планеты земной группы( в порядке удаления от солнца) Меркурий, Венера, Земля, Марс и пояс астероидов) Планеты земной группы характеризуются высокой плотностью 5-6 г/ см3 ; малым количеством спутников (0-2); отсутствием колец вокруг планет.

2)Планеты гиганты характериз. Низкой плотностью ( 1 и ниже); значительным кол-вом спутников; наличием колец у некоторых планет.

Предполагается, что под давлением потоком фотонов излучаемы солнцем легкие Н и Не были вынесены из внутренних частей солн. системы на периферию, где и уловлены ядрами планет гигантов. Этим и объясняется водородно гелиевый состав атмосферы планет гигантов.

4. Внутреннее строение Земли (см. рис внутреннее строение земли)

Планета Земля состоит: земная кора, верхняя мантия, нижняя мантия, внешнее ядро, внутреннее ядро. В верхней мантии циркулируют конвективные тепловые потоки(Плюмы) Циркуляции конвективных потоков обусловлено перемещение литосферных плит Земли. Внутреннее строение Земли установлено на основании геофизических данных. Среди сейсмических упругих колебаний выделяют продольные волны (Р) которые проходят только через все сферы, и поперечные (S) которые проходят только через твёрдые среды. Поведение P S волн характеризуют внутренние границы строение планеты Земли. Земную кору от мантии отделяет поверхность Махоровичича. Внешнее ядро от внутреннего отделяет слой Гуттенберга. Полагают, что ниже глубины 700 км, т.е верхней мантии вещество земли представляет собой огненно жидкий расплав с температурой выше 30000С и давление в десятки тысяч атмосфер. Для модельной характеристики агрегатного состояния ядра земли в современной физике понятия не существует. Анализ состава метеоритов позволяет предполагать, что ядро Земли существенно железо-никелистового состава (Fe-Ni) см. рис. Изменение плотности вещества; давление и скорость сейсмических волн с глубиной.

5. Поверхности раздела (Конрада, Махоровичича, Гуттенберга).

Раздел Конрада-раздел между гранитным и базальтовым слоями земной коры(на глубине 9000м) Таким примером служит Кольская сверхглубокая скважина. Проектная глубина скважины-15000м, фактическая глубина-12.262м. Скважина заложена для оценки структурного строения верхней части земной коры.Фактически на глубине 9000 м скважина пересекла раздел между двумя слоями гранита. Верхний слой-гранит и плотные монолитные, нижний - граниты за дроблённые, фрагментированные.На данном примере, мы видим, что раздел действительно существует. Однако интерпретация это раздела, как раздела Конрада, не верна. Поэтому интерпретация геофизических данных неоднозначна.(Рисунок – Кольская сверхглубокая скважина)

Планете Земля состоит (от поверхности к центру):земная кора, верхняя мантия, нижняя мантия, внешнее ядро, внутреннее ядро. (Рисунок – внутреннее строение Земли)

В верхней мантии циркулируют тепловые конвективные потоки –плюмы. Циркуляцией конвективных потоков обусловлено перемещение литосферных плит Земли.

Внутреннее строение Земли установлено на основании геофизических данных. Среди сейсмических упругих колебаний выделяют: продольные волны, которые проходят через среды(P) и поперечные, которые проходят только через твердые среды (S).Поведение волн характеризует внутренние границы планеты.Земную кору от мантии отделяет поверхность Мохоровичича, внешнее ядро от внутреннего –слой Гутенберга.Полагают, что в верхней мантии вещество Земли представляет собой огненно жидкий расплав с температурой выше 3000 C и давлением в десятки тысяч атмосфер.Ядро Земли существенно железоникелевого состава(Рисунок – изменение плотности вещества, давления и скорости сейсмических волн с глубиной)

6. Фигура Земли, размеры, масса, средняя плотность.

Земля имеет форму геоида—фигура, которая получилась бы, если бы поверхность мирового океана мысленно продолжить под материки.

Геоид (буквально нечто подобное земли)—геометрическое тело отражающее распределение потенциала силы тяжести на земле (см. рис соотношение поверхностей описывающие фигуру земли) Форма геоида – строгому математическому описанию не поддаётся, наибольшим приближением из математических фигур является трёхосный эллипсоид вращения. Для приблизительных вычислений принимается, что земля имеет форму шара со средним R=6371,3 км. Такое допущение принимается когда точность вычисления не превышает 0,5%. Земля сплюснута у полюсов и их центах. Для построения карт земной поверхности используется геометрическая фигура которая носит название Референц—эллипсоид. На территории России законодательство установило с 1946 г использование одной из разновидностей референц-эллипсоидов носящее название эллипсоид Красовского. Экваториальный радиус 6378, 16 км. Полярный радиус 6356,78 км. В большинстве случаев полярные r принимаются одинаково, хотя на самом деле южный полюс находится ближе к центру на 30 км больше чем северный. Средняя плотность земли 5,5153г/см3. Средняя плотность земной коры 27 г/см3. Отсюда внутреннее вещество земли намного тяжелее вещества земной коры. Плотность внутреннего ядра оценивается от 14-17 г/см3.

7. Температура Земли, ее изменение с глубиной. Понятие о тепловом потоке, геотермическом градиенте, геотермической ступени.

Тепловой поток-это кол-во теплоты передаваемое ч/з поверхность за единицу времени. Распределение теплового потока Земли по источникам энергии см. одноименную таблицу. Тепловой поток земли существенно различен от континентов и океанов. Это объясняется тем что земная кора океанического типа значительно менее мощна, чем земная кора континентального типа.

Геотермическим градиентом—называется увеличение t г. п . с увеличением глубины на каждые 100 м. В среднем геотермический градиент = 30С. Фактически геотермический градиент значительно колеблется по регионам земли. Наибольшее значение он имеет в складчатых областях, в областях вулканизма, в сейсмически подвижных зонах. Наименьшее—на платформах.

Геотермическая ступень—глубина при погружении на которую t⁰ горных пород повышается на 10 С. Средний тепловой поток земли 130-170 Дж/см2. Тепловой поток земной коры континентального типа в значительной степени обусловлен радиоактивным распадом элементов. Тепловой поток земной коры океанического типа в значительной степени обусловлен геотермической энергией земли. Изменение температуры и давления с глубиной см. рис. «Изменение плотности вещ-ва, давления и скорости сейсмических волн с глубиной» Внутреннее строение земли оценивается по геофизическим данным. В сейсмологии выделяют 2 типа волн P и S волны.

8. Магнитное поле Земли. Гравитационное поле Земли. Давление и его изменение с глубиной.

Гравитационное поле земли-- или поле силы тяжести—обусловлено притяжением земли и центробежной силой вызванной суточным вращением Земли. Сила тяжести измеряется приборами, которые называются ГРАВИМЕТР. Гравитационное поле Земли условно разделяют на нормальную и аномальные части. Нормальная часть соответствует идеализированной фигуре Земли, с равномерным распределением плотности внутри этой фигуры. Аномальная часть поля отражает диполи реального распределения плотности Земли.

Магнитное поле Земли -- силовое поле действующее на движущиеся электрические заряды и на тела обладающие магнитным моментом, независимо от состояния их движения. Магнитным моментом обладают элементарные частицы, атомные ядра, электронные оболочки атомов и молекул. Магнитное поле земли (геомагнитное) образующее земную магнитосферу (см. рис Оптикание магнитосферы Земли солнечным ветром, магнитное дипольное поле Земли). Простираются на расстоянии 70000-80000 км в направлении на солнце и на многие миллионы км в противоположном направлении. Геомагнитное поле экранизирует поверхность земли и биосферу от потока заряженных частиц солнечного ветра и частично космических лучей. В околоземном пространстве магнитное поле образует ловушку для заряженных частиц высоких энергий—радиационный пояс земли. Центр магнитного поля смещён относительно центра земли на 430 км. Ось магнитного диполя наклонена к оси вращения Земли под углом 11,5⁰. Исторически сложилось так, что истинное положение магнитных полюсов не соответствует их названиям. Наоборот северный-это южный, а южный—это северный. Земной магнетизм обусловлен действием постоянных источников расположенных внутри (переменных) источников расположенных в магнитосфере Земли. Соответственно этому различают основные порядка 99% ипеременное(1%) магнитные поля. Палеомагнитные исследования показывают, что направление основного магнитного поля в течении геологической истории Земли неоднократно меняло своё направление. Последнее такое изменение произошло около 700000 лет назад.

Отклонение действительного распределения магнитного поля от нормального (дипольного) называют магнитными аномалиями. Аномалии подразделяются на мировые, региональные и локальные!

9. Геологические методы познания строения верхней части земной коры. Упругие свойства и плотность горных пород в земной коре, мантии и ядре Земли. Неоднозначность интерпретации геофизических данных на примере Кольской сверхглубокой скважины.

Пример неоднозначной оценки геофизических данных по результатам бурения Польской сверхглубинной скважины.

Проектная глубина скважины 15000 м. , фактическая 12 262 м. Скважина заложена для оценки структурного строения верхней части земной коры. Предполагалось, что на глубине 9000 м. скважина пересечёт раздел между гранитным и базальтовыми слоями земной коры. (Раздел Конрада)

Фактически на этой глубине скважина пересекла раздел между двумя слоями гранитов. Верхний слой – граниты плотные монолитные, нижний слой граниты раздробленные фрагментированные. На данном примере мы видим что установленный по данным физики раздел действительно существует. Однако интерпретация этого раздела, как раздела Конрада не верна. Поэтому интерпретация ( придание факторам определённого содержания) геофизических данных неоднозначна.

 

10. Оболочки Земли: атмосфера, гидросфера, биосфера, литосфера.

Оболочки Земли

Практически все исследователи выделяют следующие оболочки земли: ЛИТОСФЕРА, АТМОСФЕРА, БИОСФЕРА и ГИДРОСФЕРА.

Атмосфера Земли – газовая оболочка окружающая землю. Принято считать, что атмосфера, эта та область земли, где газовая оболочка, вращается вместе с планетой. Строение атмосферы земли смотри одноименный рис. Нижняя часть земной атмосферы состоит в основном из азота, (79%) и кислорода (21%). Масса атмосферы 5, 15 ×10¹⁵ т.

Гидросфера—прерывистая водная оболочка земли, располагающаяся между атмосферой и литосферой. Масса гидросферы 1, 46 ×10²¹т.

Строение гидросферы земли см. рис. Гидросфера Земли. Распределение вод в гидросфере земли см. одноименную таблицу. Средний химич. состав см. таблицу. Круговорот воды при поверхн. части земли см. одноименный рис.

Литосфера—внешняя, относительно прочная оболочка твёрдой земли, расположенная под менее вязкой и более пластичной астеносферой.

Астеносфера – слой пониженной вязкости в верхней мантии земли. Кровля астеносферы лежит под материками на глубине 80-100 км., под океанами 50-70 км иногда менее. Нижняя граница астеносферы находится на глубине 250-300 км. Астеносфера иногда отождествляется с понятием –слой Гуттенберга, выделяется по геофизическим данным. Схема вертикального строения литосферы Земли см. одноименный рис. Средний хим. состав земной коры см. одноименную диаграмму.

Биосфера –оболочка Земли, состав структура и энергетика которой в существенных чертах обусловлены прошлой или современной деятельностью живых организмов. Биосфера охватывает нижнюю (15-20 км) часть атмосферы, всю гидросферу и верхнюю часть литосферы. Схема строения биосферы см. рис.

Масса биосферы 3×1018 т. Масса живого вещества в биосфере 2, 4 ×1012т . Сравнение масс оболочек земли см. таблицу.

 

11.Элементы симметрии. Понятие о кристаллографических сингониях. Элементы симметрии—центр симметрии, ось симметрии и плоскость симметрии (см. рис Элементы симметрии в кристаллах). Центр симметрии – это воображаемая точка внутри кристалла, в которой пересекаются и делятся пополам линии, соединяющие одинаковые элементы ограничения кристалла (грани, ребра, углы). Центр в кристаллах может быть, а может и не быть! Осью симметрии называется воображаемая ось при повороте вокруг которой кристалл дважды или большее кол-во раз совмещается сам с собой. В кристаллографии ось симметрии обозначается латинской L. У кристаллов при вращении вокруг оси симметрии на полный оборот одинаковые элементы ограничения (грани, ребра, углы) могут повторяться только 2, 3, 4, 6 раз. Соответственно этому оси будут называться осями симметрии второго, третьего, четвертого и шестого порядка и обозначаться: L2, L3, L4 и L6. Индекс вначале обозначает кол-во 3L. Плоскостью симметрии называется воображаемая плоскость, которая делит кристалл на 2 зеркально равные части. Кол-во плоскостей симметрии 4P, 5P . В зависимости от кол-ва элементов в симметрии все кристаллы делятся на 3 категории. (См. таблицу характеристика кристаллографических сингоний). Сингония (от греч. syn — вместе и gonia — угол) –(Триклинная, Моноклинная, Ромбическая, Тетрагональная, Тригональная, Гексагональная, Кубическая) одинаковые углы, между соответствующими гранями – классификационный признак кристалла по количеству элементов симметрии. Все элементы симметрии описываются формулами 32-х классов симметрии (см. формулы)

12.Минералы. Понятие о минералах. Принципы классификации минералов. Согласно А.А Годовикова (1927-1995) минеролог широкого профиля. Минералом называется химически и физически индивидуализированный неорганический продукт с природной физико-химической реакцией находящейся в кристаллическом состоянии.Обычно горная порода состоит из нескольких минералов. Но иногда - только из одного, как, например, известняк или мрамор, они состоят из одного минерала – кальцита. Сейчас науке известно более 4000 минералов. В земной коре минералы находятся преимущественно в кристаллическом состоянии, и лишь незначительная часть - в аморфном. Свойства кристаллических веществ обусловливаются как их составом, так и внутренним строением, т.е. кристаллической структурой. В кристаллических решетках расстояния между элементарными частицами и характер связей между ними в разных направлениях неодинаковы, что обусловливает и различие свойств. Такое явление называется анизотропией кристаллического вещества. В аморфных веществах закономерность в расположении частиц отсутствует. Свойства их зависят только от состава.

Общепринятая в настоящее время кристаллохимическая классификация минералов подразделяет все минералы на классы и выглядит она следующим образом:

I Раздел Самородные элементы

IIРаздел Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения

1) класс Сульфиды

2) класс Сульфосоли

III. Раздел Галоидные соединения

1. класс Фториды

2. класс Хлориды, бромиды и иодиды

IV. Раздел Окислы (оксиды)

1. класс Простые и сложные окислы

2. класс Гидроокислы или окислы, содержащие гидроксил

V. Раздел Кислородные соли

1. класс Нитраты

2. класс Карбонаты

3. класс Сульфаты

4. класс Хроматы

5. Класс Вольфраматы

6. Класс Фосфаты, арсенаты и ванадаты

7. Класс Бораты

8. Класс Силикаты А. Островные силикаты.Б. Цепочечные силикаты.

В. Ленточные силикаты Г. Слоистые силикаты. Д. Каркасные силикаты.

VI. Раздел Органические соединения

Представленная выше классификация не может считаться исчерпывающей, так как в ней минерал рассматривается только как минеральный вид.

 

Основные самородные металлы – это золото, серебро, медь, платина, и очень редко железо и никель.

Сульфиды состоят из серы в соединении с металлом или с металловидным веществом.

К ним относятся такие металлические руды, как галенит, киноварь.

Обычно сульфиды тяжёлые и хрупкие.

Они являются первичными минералами и после вступления в контакт с атмосферой, многие быстро превращаются в оксиды.

Галоидные соединения – минералы, образующиеся в результате соединения металлов с галоидными элементами, такими как хлор, бром, фтор, иод. Эти минералы очень мягкие, многие хорошо растворяются в воде. Однако это очень распространённые минералы. Представители этой группы – галит (поваренная соль), флюорит.

Оксиды – это соединения металлов с кислородом. Они являются наиболее разнообразной по физическим характеристикам группой. Здесь и тусклые земли (боксит) и ювелирные камни (сапфиры, рубины). Твердые первичные оксиды обычно образуются глубоко в земных недрах, более мягкие – ближе к поверхности вследствии контакта с воздухом.

Карбонаты – минералы, образующиеся при соединении металлов с карбонатной группой (углерод и кислород). Их отличает мягкость, светлая окраска и во многих случаях прозрачность. Большая часть из них является вторичными минералами. Самым распространённым представителем этого класса является кальцит.

Сульфаты – минералы, образующиеся в результате соединения металлов с сульфатной группой (сера и кислород).

Они мягкие, прозрачные или просвечивающие, ненасыщенного цвета.

Широко распространены гипс, ангидрит, барит.

Фосфаты образуются при соединении металлов с фосфатной группой (фосфор и кислород). Это вторая по количеству группа после силикатов, хотя многие из них встречаются довольно редко. В основном фосфаты являются вторичными минералами, часто имеющие яркий,цвет (бирюза).

Силикаты – металлы соединённые с силикатной группой (кремний и кислород), это самые распространённые минералы в природе.Представители этого класса – кварц, полевые шпаты.

 

13.Диагностические свойства минералов.

1)Цвет—способность минерала поглощать определённую часть цветового спектра. Цвет – важный диагностический признак, но использовать его надо в совокупности с др. признаками. Минералы эталоны цвета. Для большинства минералов диагностический признак – цвет величина не постоянная . Цвет минералов часто зависит от их хим. Состава.

Например, окисные соединения меди обычно синего или зелёного цвета, примись хрома окрашивает минералы в зелёный цвет. Разновидностью подиагностического признака цвет имеет понятие ПОБЕЖАЛОСТЬ (радужная плёнка различн. оттенков на поверхности минералов)

2)Цвет минерала в порошке или цвет черты может не отличаться от цвета минерала, а может и отличаться и весьма значительно.

Например минерал КИНОВАЛЬ HgS кроваво-красного цвета имеет такую же черту, а минерал ПЕРИД FeS2 латунно желтоватого цвета имеет чёрную черту. Цвет черты определяется трением минерала о необработанную поверхность фосфора.

3)Прозрачность – способность минерала пропускать падающий свет. По прозрачности минералы подразделяются на прозрачные пропускающие свет, полупрозрачные или просвечныепропускающие свет, подобно матовому стеклу.Просвечивающие в тонких пластинках. Непрозрачные—не пропускающие свет.

4)Блеск – способность минерала отражать падающий свет. Блеск бывает металлический, металловидный и неметаллический.

Неметаллический : 1) восковой 2) матовый 3) алмазный 4) перламутровый 5) стеклянный 6) шелковистый 7) жирный

 

5)Излом—характер поверхности минерала при его раскалывании. Излом бывает раковистый, неровный, в мелкозернистых агрегатах, зернистый, занозистый, игольчатый, землистый.

6)Спайность—способность минерала раскалываться с образованием ровных поверхностей 1)Весьма совершенная—минерал легко расщепляется на тонкие пластинки 2)Совершенная—минерал при расколе образует ровные плоскости спаянности. 3)Средняя—при ударе минерал раскалывается, как по ровным поверхностям, так и по неровному излому.4)Несовершенная—на фоне неровного излома, наблюдаются лишь отдельные плоскости спаянности.

5)Весьма несовершенная—всегда образуется неровный или раковистый излом 7) Твёрдость—способность минералов противостоять внешнему, механическому воздействию. В геологии применяется шкала относительной твёрдости, называется шкала Маоса( немецкий минеролог (1773-1839) шкала относительная. Твердость одного минерала сравнивается с твёрдостью др. эталонного. Более твёрдый минерал всегда царапает более мягкий. Шкала Маоса включает 10 минералов с твёрдостью от 1 до 10 относительная твёрдость. 8) Плотность. По плотности минералы подразделяются а) лёгкие до 2,5 г/см3 б) средние 2,5-4 г/см3 в) тяжёлые 4-6 г) очень тяжёлые более 6

Кроме перечисленных общих для всех минералов вышеперечисленных существует целый ряд характерных диагностических признаков для определённых минералов.Например: магнитность (магнетит Fe3O4 и пиратитFeS), реакция с соляной кислотой характерна для диагностики классов карбонатов, особенно для минерала кальцит, при попадании происходит бурное выделение углекислого газа СО2 и кислота на поверхности закипает.Вкус и запах. Например минерал галитNaCl обладает солёным вкусом, а минерал сильвин KCL жгуче солёным вкусом. Минералы содержащие мышьяк , арсенопирит FeAsS при раскалывании издают резкий чесночный запах, кроме перечисленных , к специальным диагностическим признакам относится : радиоактивность, ковкость, поведение перед паяльной трубкой. (способность светиться в темноте и многое другое).

14. Главнейшие породообразующие минералы, их химический состав и физические свойства. Породообразующие минералы – минералы слагающие горные породы земной коры. В современной геологии породообразующие часто относят лунные минералы и минералы метеоритов. Большая часть породообразующих минералов приходится на силикаты (см. таблицу распределение минералов в земной коре по Бетехтеру) По процентному содержанию в породе выделяют : главные породообразующие минералы (свыше 10%); второстепенные (от 1 до 10) и акцессорные (дополнительные) менее 1%, некоторые до 5% относят.

Наиболее распространённые : полевые шпаты, кварц, слюды, амфиболы, пироксены, глинистые минералы, пирид ,рудий.

15.Магма. Понятие о дифференциации магмы. Формы интрузивных тел.МАГМА- расплавленная масса, преимущественно силикатного состава, образовавшаяся в глубинных зонах Земли.Магма представляет собой сложный расплав большого числа Химических элементов, из которых преобладают кремний, алюминий, железо, марганец, калий, кальций, натрий. Иногда в магме растворено до нескольких процентов летучих компонентов в основном воды, меньше окиси углерода, серы, водорода, фтора, хлора и др.Магма представляет собой трехкомпонентную систему, состоящую из жидкости, газа, твердых кристаллов. В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, чаще всего карбонатного или сульфидного.Первоначально считалось, что магма образует сплошную оболочку в недрах Земли. С помощью геофизических исследований доказано, что сплошной жидкой оболочки магмы нет, магма расположена очагами.

Предполагают, что возникновение магмы благоприятно влияет на местный объем температуры за счет разогрева недр.В современной геологии считают, что магма образуется в виде отдельных очагов главным образом в астеносфере. Подъем магмы и её прорыв в вышележащие толщи происходит вследствие так называемой инверсии плотностей, при которой внутри литосферы появляются очаги менее плотного, но значительно подвижного расплава.Изучив распространение различных магматических пород в земной коре, советский геолог Ф.Ю.Левинсон-Лессинг установил, что в земной коре наиболее распространены граниты и базальты. Он сделал предположение о существовании двух видов первичных магм БАЗАЛЬТОВОЙ и ГРАНИТНОЙ. Базальтовая магма богата магнием, железом и кальцием с содержанием SIO2,а гранитная магма богата щелочными металлами и содержит двуокись кремния в количестве от 65-78%.Магма различного состава имеет различные физические свойства. Базальтовые магмы обладают пониженной вязкостью и образуют протяженные лавовые потоки. Магмы кислого состава гораздо более вязкие особенно после потери летучих компонентов.Силикатные магмы по содержанию двуокиси кремния подразделяются:ультраосновные (менее 45%);-основные (45-52%);-средние (52-65%);-кислые (более 65%)По содержанию щелочей магмы подразделяются:-магмы нормального ряда;-субщелочные;-щелочные.Дифференциация магмы- это процесс разделения однородного первичного расплава на различные фракции из которых образуются различные горные породы.Процесс дифференциации может происходить как на больших глубинах - в магматическом очаге так и верхних слоях земной коры - в магматической камере. В результате дифференциации в магматическом очаге верхние горизонты коры будут внедряться уже в сформировавшиеся дифференциаты первичной магмы. Процесс дифференциации в магматической камере приводит к образованию расслоенных массивов, основность которых уменьшается снизу вверх. Формы залегания интрузивных тел в зависимости от отношений с вмещающими породами делятся на: согласные и не согласные.Согласные образуются в результате внедрения магмы по плоскостям напластования осадочных пород сред этого класса интрузии наиболее широко распространены факолиты, лополиты, лакколиты, силлы.Факолиты - линзовидные тела, располагающиеся в сводах или замках складок согласно смещающими породами.Лополиты - чашеобразное тело, вогнутая форма которого обусловлена прогибанием подстилающих слоев под тяжестью магмы. Лополиты чаще всего сложены породами основного или ультраосновного состава и представляют собой очень крупные интрузивные тела, площадь которых достигает десятки тысяч километров квадратных. Силлы – листообразные интрузивные тела, размеры которого могут варьировать в широких пределах. Очень широко распространены, залегают группами и встречаются в толщах недислоцированных или слабо дислоцированных пород. Лакколит- тело, имеющее плоское основание и куполообразный свод. Эти тела образуются, как правило, при внедрении кислой магмы, которая вследствие большой вязкости проникает по плоскостям напластования, скапливается на одном участке и поднимает вышележащую породу в виде купола. Форма лакколита в плане округлая в диаметре от сотен метров до нескольких км. Несогласные интрузивные тела. Эти тела пересекают вмещающие породы. Наиболее часто среди них встречаются дайка, жила, шток, батолит. Дайка - наиболее распространенное несогласное тело, длина которого намного больше мощности. Длина дайки от десятков метров до сотен км. Ширина от первых см, до 10-15 км. Внедряются в земную кору по ослабленным зонам – трещинам и разрывам. Дайки сложены породами основного состава и залегают группами. Жила отличается от дайки меньшими размерами и извилистыми границами. Шток – интрузивное тело неправильной формы, чаще всего субцилиндрической с круто падающими или вертикальными контактами. Площадь поперечного сечения штока не превышает 100 км в квадрате. Состав штоков различный. Батолит - самое крупное интрузивное тело, площадь батолитов достигает десятков и сотен км в квадрате. Самые крупные батолиты находятся в Андах, где они занимают площади порядка тысячи км в длину при ширине около 100 км. Форма батолитов в плане несколько вытянута в направлении оси складчатых структур. Штоки и батолиты, как правило, абиссальные тела (глубже 1500 км). Дайки и жилы - приповерхностные.

16. Понятие о горных породах и их генетическая классификация. Горные породы - это природные агригаты минералов более или менее постоянного состава, образующие самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору. Термин горные породы в его современном понимании в 1798 году ввел русский минеролог В.М.Севергин. В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют : 1.Магматические(изверженные) г.п. – их образование связано с застыванием силикатного расплава магмы или лавы в различных условиях.2.Осадочные г.п. – образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных процессов.3.Метаморфические г.п. – возникающие при переработке магматических и ранее образовавшихся метаморфических пород в глубинных условиях под воздействием температуры, давления и флюидов. .Химический состав всех типов г.п. принято записывать в окисной форме. Номенклатура петрогенных окислов (породообразующих) примерно одинакова для всех типов пород. Это отражает взаимосвязь геологических процессов в земной коре. - Первоначально вещество земной коры сформировано за счет эндогенных процессов ; - В поверхностных условиях при экзогенных процессах это вещество образует осадочные породы; - Осадочные и магматические породы, попадая в отличные от условий образовавшейся обстановки, являются исходным веществом (протолитом) метаморфических пород.Главными петрогенными окислами являются: SiO2, TiO₂, Al2O3, Fe3O4, Fe2O3, MnO, CaO, MgO, Na2O, K2O, P2O5, H2O. Конкретное содержание петрогенных окислов в породе зависит от условий образования конкретной породы и может значительно колебаться. Например, в магматических породах содержится SiO2 изменяется от 30 до 85%, в осадочных от 0 до 100%. Магматические и метаморфические составляют 90%, осадочные – 10% объема земной коры.17. Понятие о строении горных пород. Понятие структуры и текстуры горной породы.Строение г.п. – характер сложения г.п. из минералов и минералогических агрегатов. Строение г.п. обобщенный термин, включающий 2 понятия структура и текстура г.п. Количество структур и текстур чрезвычайно велико.Структура г.п. – определяется размерами, формой и взаимными отношениями минералов. Случаи, когда г.п. состоит целиком из кристаллических зерен, структура называется полнокристаллическая. При резком преобладании нераскристаллизовавшейся массы структура называется стекловатой или аморфной структурой. Если в нераскристаллизующуюся основную массу породы вкраплены крупные кристаллические зерна, то структуру называют порфировой. Если основная масса представляет собой мелкие кристаллы, среди которых находятся крупные вкрапленники – порфиры, то структура называется порфировидной. Когда порода состоит из обломочного материала, структура называется обломочной. Кристаллическая и обломочная структуры подразделяются по величине зерен и обломков :- крупнозернистая структура – размер зерен более 5 мм;- среднезернистая структура – размер зерен 5-2 мм;- мелкозернистая структура – размер менее 2 мм.Если обломки и зерна не видны невооруженным взглядом, то структура называется скрытокристаллическая или афанитовая. Текстура г.п. обусловлена общими особенностями более крупных, чем минерал составных частей породы (полиминеральных агрегатов). В общем случае текстура – это объемная характеристика взаимного расположения крупных агрегатов слагающих г.п.

18. Магматические (изверженные) интрузивные и эффузивные горные породы, их классификация. Образуются из расплава который может застывать не достигая земной поверхности- интрузивные породы или при излиянии на земную поверхность- эффузивные породы. Кроме двух этих разновидностей выделяются вулканогенно-обломочные (пирокластические), образующиеся при эксплозивных (взрывных) разрушениях. Несколько обособленное место среди интрузивных пород занимают жильные породы, образующиеся при внедрении магмы в трещины вмещающих пород. Для жильных пород характерна полнокристаллическая, обычно мелкозернистая, часто встречается порфировая. Встречаются и крупнозернистые породы. По кислотности жильные породы могут соответствовать интрузивным породам любого состава.В основе классификации магматических пород лежит их химический состав, в основном содержание SiO2. Поэтому параметру магматические породы подразделяются на:-ультраосновные- содержание SiO2 менее 45%;-основные- содержание SiO2 45-52%;-средние- содержание SiO2 52-65%;-кислые- содержание SiO2 более 65%;Некоторые исследователи выделяют ультракислотные- содержание SiO2 более 75%.Породообразование минералов магматических пород является: кварц и минералы класса силикатов- полевые шпаты, слюды, амфиболы и пироксены. В сумме они составляют 93% минерального состава магматических пород. Далее по распространенности следует оливин, фельдшпатоиды (группа нефелина-содалита каркасные силикаты), некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов.В ультраосновных и основных породах преобладают цветные (темноцветные) минералы, а в средних и кислотных преимущественно светлые минералы. Такое распределение минералов в магматических породах является важным диагностическим признаком. В геологии существует понятие «цветное число» под которым понимают объёмную долю % цветных минералов в породе. Чем больше «цветное число», тем меньше кислотность породы. Для ультраосновных «цветное число» 95-100%, основных около 50%, средних около 30%, кислых около 10%. Поэтому в неизменённых разновидностях ультраосновные имеют черный цвет, основные- темно-серый, средние- серый, кислые- светло-серый, светло-розовый, до белого.

19. Главнейшие структуры и текстуры магматических пород.Физико-химические условия застывания магмы на глубине и лавы на поверхности выражают себя в различной структуре этих пород (интрузивных и эффузивных). На глубине при медленном застывании магмы образуется порода с полнокристаллической структурой. Излившаяся на поверхность лава остывает очень быстро и образует аморфную массу, со стекловатой или афанитовой структурой. Среди эффузивов так же распределены парфировые и парфировидные структуры.Интрузивные породы обладают массивной текстурой, характеризующейся отсутствием ориентировки минеральных зерен. Реже встречается ориентированная текстура отражающая движение магмы в процессе застывания. В эффузивных породах ориентированные структуры встречаются чаще, при этом струи вулканического стекла и пустоты располагаются упорядоченно, по направлению движения лавы образуя флюидальную структуру. Для эффузивных пород характерна пористая текстура отражающая процесс выделения газов при застывании лавы. По соотношению SiO2 и щелочей Na2OиK2O выделяют магматические породы нормального и щелочного ряда с повышенным содержанием щелочей. Преобладают породы нормального ряда. Среди пород щелочного ряда выделяют породы с фельдшпатоидами и без них. Породы без фельдшпатоидов относятся сиениты, в которых содержание калиевого полевого шпата не менее 30%. У щелочным породам относятся нефелиновые сиениты.С магматическими горными породами связаны следующие полезные ископаемые: к ультраосновным породам- руды платины, железа, хрома и никеля; основные- месторождения магнетита, титаномагнетита и ильменита, медных и полиметаллических руд; средние- магнетик, халькопирита, золота и др.; кислые- золото, цветные, редкие и радиоактивные металлы. Многие магматические породы используются как строительные материалы.

20. Осадочные горные породы. Различные подходы к классификации осадочных пород. Классификация осадочных пород по условиям образования.Осадочные горные породы.Составляют 10% объёма земной коры и занимаю 75% поверхности. Основная масса сосредоточенна на материках и материковых склонах. Часть расположена на дне океанов. Образование осадочных пород в общем случае происходит по следующей схеме: 1 возникновение исходных продуктов при разрушении материнских пород—перенос вещества водой, ветром, ледниками и др. – осаждение вещества на поверхности суши и в водоёмах. В результате образуется рыхлый и пористый насыщенный водой осадок, сложенный разнородными компонентами. Он представляет собой сложную физико-химическую, часто и биологическую систему находящуюся в неравноместном состоянии. В результате процесса литогенеза осадок превращается в осадочную горную породу. Источникам вещества для образования осадочных пород является 1)продукты выветривания всех генетических типов пород.2)растворённое в природных водах компонентов.3) газоатмосферы.4) продукты возникающие при жизнедеятельности и отмирании организмов.5)вулканогенный материал при эксплозивных извержениях.6)космический материал.В осадочных породах часто встречают минералы термичного происхождения минералы материнских пород. Напримерполивые шпаты и т.д.Классификация осадочных пород.Среди исследователей нет единого мнения о классификации осадочных пород. Это само по себе отражает сложность и многообразие в процессах образования осадочных пород. В настоящее время классификация осадочных пород наиболее полно изложена в монографии под редакцией профессора В.Н. Шванова., которая называется «Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов» Санкт Петербург 1998г.Шванов Валентин Николаевич (1933-1999) профессор, доктор геолого-миралогических наук. Специалист в области литологии и диогенеза.В современной геологии часто используют классификацию осадочных пород по вещественному составу и генезесу.это классификация включает следующие группы : 1) обломочные или терегенные включая пиропластические.2) глинястые. 3) глинозённые 4) железистые 5) марганцевые 6) фосфатные 7) кремниестые 8) карбонатные 9) соли ( сульфатные, хлоридные и смешанного состава) 10) каустобиолиты. По н. М Страхову каустобиолиты- горючие ископаемые органического происхождения к которым относятся угли, горючие сланцы, торф, нефти, газы. Некоторые исследователи, например Н.В. Короновский использует более укрупнённую классификацию которая включает: 1) обломочные 2) глинистые породы 9 являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникающих глинястых минералов без перехода этих минералов в раствор. 3) хемогенные и аргоногенные породы ( часто к этой классификации добавляют полигенные породы имеющие смешанное происхождения. Из полигенных пород наиболее распространены супеси и суглинки.Супеси на ряду с пещанными содержат до 30 % глинистых частиц, в суглинках содержание этих частиц увеличивается до 50%Н.В.Короновский (1933-) Доктор геолого-мирологических наук, зав. Кафедры динамической геологии.

21. Главнейшие структуры и текстуры осадочных пород.Структура осадочных пород. Обломочные породы состоят из обломков различного размера и различной степени окатанности и имеют обломочную структуру. Химогенные породы, как правило, состоят из кристаллических зерен и характеризуются структурой от ясно видимой до скрыто кристаллической. Структура аргоногеных пород – аргоногенная. В названии структуры этих пород как правило отражается те огранизмы и растения, которые их слагают и степень сохраненности этих организмов. Для осадочных пород смешанного генезиса характерна петиломорфичная структура.Из текстур осадочных пород наиболее распространена слоистая. Слоистость может быть косой или горизонтальной, что отражает среду осадконакопления. Слои представляют собой относительно плоские тела различной мощности(от мм до 10 м). Для грубообломочных пород характерна массивная, не слоистая структура. Среди текстур выделяют так же текстуры поверхностного слоя – знаки ряби, отпечатки капель дождя, следы струй и тд. Предельным размером окатываемости( 0,01-0,05). Поэтому породы пилитовой размерности по степени окатываемости не подразделяются.

22. Метаморфизм. Главные факторы метаморфизма. Типы метаморфизма – изохимический, аллохимический (метасоматический), термальный, региональный, импактный. Масштабы проявления метаморфизма.Метаморфизм ГП – существенное изменение текстуры и структуры минерального и химического состава ГП в земной коре и мантии под действием глубинных флюидов, температуры и давления. Метаморфизм происходит в твердом и пластическом состоянии без плавления ГП.Факторами метаморфизма, определяющими минеральный состав и строение метаморфических пород, являются: температура, давление и флюиды. Все эти факторы зависят от глубины развития метаморфизма и состояния флюидов. Большинство исследователей не относят стресс к факторам метаморфизма, т.к. такое давление не приводит к образованию новых минералов. В то же время стресс существенно изменяет строение ГП и оказывает каталитическое влияние на метаморфические процессы. Метаморфические реакции начинаются от температуры 100 С и выше(до температуры плавления). Принято считать, что основное значение при процессах метаморфизма имеет литостатическое давление. Практически всегда одновременно с литостатическим давлением действует флюидное давление. При определенных условиях давление в массиве ГП может превышать литостатическое (это связанно с тектоническим движением и флюидным давлением). По масштабу проявления метаморфизм может быть региональным – захватывающим большие участки земной коры, и локальным.Изохимический метаморфизм. Метаморфизм, при котором происходит изменение только состава и количества летучих компонентов в породе.Аллохимический метаморфизм. Метаморфизм, при котором происходит изменение общего химического состава породы Метасоматоз магмы кислого и среднего состава выделяют значительное кол-во флюидов. Вследствии этого метосоматоз характеризуется значительным привноом и выносом хим элементов. Отсюда метосоматоз аллохимический процесс. Хар-но образование большого кол-ва светлой слюды, серицыта. Березиты, листвинитыДинамотермальный метаморфизм. Метаморфизм, обусловленный одновременным действием температуры и давлениея. Проявление этого типа метаморфизма связано с областями активной тектонической деятельности.Контактовый(термальный) метаморфизм. Метаморфизм, связанный с воздействием теплового потока магматических расплавов и сопряжения их флюидов на вмещающие породы. Главный фактор – температура. Образованные породы чаще всего плотные, скрытокристаллические, представлены в основном роговинами. Термальный метаморизм происходит как правило за счет тепла остывающего интрузива на контаке смещающими породами. При этом наблюдается температурная зональность. Вблизи контактов формируется высокотемпературные минеральные ассоциации, которые по мере удаления сменяются низкотемпературными. Этот тип метаморфизма характерен для основных и ультраосновных интрузий, температура которых 1200 ∙с . Такие магмы как правило не характерезуются выделением флюидов. Поэтому метаморфизм изотермический. Происходит только перекристаллизация породы. Типичные породы-мраморы, роговики, кварциты.Контактовый метасоматоз(процесс активного привноса и выноса хим. Элементов, осуществляется флюидами). Когда воздействие флюидов на породы сопровождается не только нагреванием пород, но и активным привносом и выносом элементов. Образованные породы характеризуются бОльшим содержанием слюды и промышленными скоплениями полезных компонентов. Большая гр. пород этого типа называют скарны

Автометаморфизм(автометасоматоз) процессы воздействия на уже раскристализовавшиеся магматические породы отделившихся от интрузива флюидов. Образуются различные породы.Динамический(дислокационный) характерен для активных тектонических зон. Интенсивность преобразования нарастает по мере увеличения тектонических напряжений. В ГП образует сланцеватость(способность ГП расслаиваться на тонкие пластины, параллельные одной и той же плоскости) Типичные породы - тектонические брекчи, милониты.Ультраметаморфизм. Образуют мигматиты(ГП состоящие из метаморфического вмещающего в-ва с тонкими жилками гранита)Импактный метаморфизм. Метаморфизм, возникающий в местах столкновения земли с небесными телами. Образующиеся породы называются импактиты. Распределение импактного метаморфизма на поверхности земли носит случайный характер.

23. Классификация метаморфических пород по условиям образования.

1. Скарн – группа пород контактового метасоматоза. Эти породы характеризуются большим количеством белой слюды (мусковита) и промышленным скоплением полезных ископаемых.

Масштаб их проявления локальный.

Скарновые месторождения железа широко распространены на Юге Красноярского края.

2. Мигматит – г.п., состоящие из метаморфического вмещающего вещества с тонкими жилками гранита. Образуются при ультрометаморфизме. Они возникают вследствие проникновения гранитовой магмы вдоль сланцеватости вмещающих пород.

3. Импактит – г.п., образованна при импактном метаморфизме в результате ударно-взрывного (импактного) породообразования.

4. Глинистые сланцы - г.п.,образованная при региональном метаморфизме. Представляет начальную стадию метаморфизма. Состоит преимущественно из гидрослюд, хлорита, иногда каолинита, реликтов других глинистых минералов, кварца, полевых шпатов и других неглинистых минералов. В них хорошо выражена сланцеватость.

5. Амфиболит —г.п.,образованная при региональном метаморфизме, главные составляющие части которой: роговая обманка и плагиоклаз.

6. Гнейсы —г.п.,образованная при региональном метаморфизме.Характеризуется более или менее отчётливо выраженной параллельно-сланцеватой и состоит из кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклазов и цветных минералов.

7. Милонит —г.п.,образованная при динамометаморфизме,с отчётливо выраженной сланцеватой текстурой. Образуются в зонах дробления, особенно по плоскостям надвигов и сбросов. Разорванные блоки горных пород, перемещаясь, дробят, перетирают и одновременно сдавливают породы, вследствие чего она становится однородной.

8. Катаклазит —г.п., образованная при динамометаморфизме. Внутреннее строениехарактеризуется присутствием сильно деформированных, изогнутых, раздробленных зёрен минералов.

 

 

24.Главнейшие структуры и текстуры метаморфических пород.Структура метаморфических пород.Метаморфические породы обладают кристаллически-зернистой(кристаллобластовой) структурой. Кристаллически-зернистая структура подразделяется на следующие структуры:Гранобластовая (зерна изометрической формы и одинаковых размеров) – мраморы, кварциты;Лепидобластовая (преобладают листоватые, чешуйчатые пластинчатые зерна) – слюдяные, хлоритовые сланцы и гнейсы;Нематобластовая(удлиненные волокнистые игольчатые зерна) – амфиболитовые сланцы и гнейсы, серпентиниты;Покилобластовая (в крупных зернах есть разноориентированные мелкие зерна) – роговики, сланцы, гнейсы;Порфиробластовая (крупнозернистые кристаллы находятся среди мелкозернистых) – сланцы, гнейсы.Текстура метаморфических пород.Пятнистая — наличие в породе пятен, отличающихся по цвету, составу;Сланцеватая - с параллельным расположением чешуйчатых, листоватых или таблитчатых минералов; Полосчатая - характеризуетсячередованием полос разной толщины, сложенными различными по цвету минералами;Плойчатая - с мелкими в породе складочками, напоминающими гофрировку;Очковая или линзовидная - образованная линзовидными, параллельно ориентированными скоплениями минералов.

25. Земная кора. Континенты и океаны. Основные слои коры, установленные сейсмическими методами. Типы земной коры: континентальный (материковый), океанический. Земная кора – внешняя твердая оболочка Земли.Земная кора подразделяется на два типа:- земная кора океанического типа;- земная кора континентального ( материкового ) типа; Хайн выделяет материки и океаны, как структурные элементы первого порядка в строение земной коры.Кора океанического типа тонкая, в среднем 5-6 км ( иногда достигает до 12), трехслойная. Считалось,что кора океанического типа состоит из двух слоев: осадочный и базальтовый. После изучения коры океанического типа Американскими экспедиторами, выделяют 3 слоя(WTF, у меня написано всего два слоя): основные и ультраосновные( вместо базальтового). Возраст земной коры океанического типа 180 миллионов лет.Земная кора континентального типа состоит из 3 слоев:-Осадочный;-Гранитный;-Базальтовый;Между гранитным и Базальтовым находится раздел Конрада.Кора континентов толстая, до 70-75км ( в среднем 35-40). Возраст коры континентов порядка 4 миллиарда лет. В коре континентального типа есть гранитногрейсовый слой, который полностью отсутсвует в коре океанического типа. Корой океанического типа характеризуется абисальные равнины, глубоководные котловины окраин и ряда внутренних морей. Кора переходного типа - суб океанического подстилает зоны материковых склонов и их подножий. Континентам по типу коры относятся континентальные шельфы, которые местами достигают значительной протяженности, шельф Баренцева моря 1500км. В сост континентов включают краевые плато типа иберийского, новозеландского - подводная возвышенность на юго-западе тихого океана. Сюда же относят микроконтиненты, такие как Мадагаскар, Ракол и др. В структуру континентов в ряде мест вкраплины реликтовые микроокеаны - остатки древних океанических бассейных, в которых кора океанического типа перекрыта мощным осадочным слоем. Все это осложняет, но не отменяет принципиального различия между океанами и материками о типу коры и тектоническому режиму.

26.Относительная геохронология. Методы определения относительного возраста (последовательности образования) осадочных и магматических горных пород.Методы относительной геохронология базируется на нескольких, простых принципах:
1) Принцип суперпозиции сформировал Николас Стено 17век «В ненарушенном залегании каждый вышележащий слой моложе нижележащего»
2)принцип пересечения Дж.Хаттон
«любое тело пересекающее толщу слоев, моложе этих слоев». Рис. «определение относительного возраста горных пород»