Астраханский государственный технический университет Кафедра геологии нефти и газа КАЛЯГИН С.М. АБУТАЛИЕВА И.Р. ГЕОЛОГИЯ Учебное пособие к лабораторным занятиям по дисциплине «Геология» для студентов очной и заочной форм обучения специальности 130503.65 «Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений» Астрахань 2007 УДК: 55 (075) К 17 Авторы: к.г-м.н., доцент Калягин С.М. ассистент Абуталиева И.Р. Рецензент: д.г-м.н., профессор Гольчикова Н.Н. Калягин С.М., Абуталиева И.Р. Геология: учебное пособие к лабораторным занятиям по дисциплине «Геология» для студентов очной и заочной форм обучения специальности 130503.65 «Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений»/ АГТУ. –Астрахань, 2007. –60 с. В учебном пособии содержится обширный теоретический материал необходимый для выполнения лабораторных работ по дисциплине «Геология» для студентов специальности 130503.65 «Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений». В учебном пособии подробно рассмотрены главнейшие породообразующие минералы, главнейшие горные породы, полезные ископаемые, их классификация и особенности макроскопической диагностики. Кроме этого, приведена структура геохронологической шкалы. Так же изучаются слой и слоистость, несогласия, типы тектонических нарушений. Учебное пособие содержит иллюстрации, таблицы, список литературы. Учебное пособие утверждено на заседании методического совета специальности 130503.65 «Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений» 19.11.2007 протокол №10. © Астраханский государственный технический университет 2 ОГЛАВЛЕНИЕ стр. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. Главнейшие породообразующие минералы …………… …….. Главнейшие горные породы ………….. ………………………. Основные виды полезных ископаемых …..…………………... Геологическое время……………………………………………. Геохронологическая шкала …………………………………….. Слой и слоистость …………………….………………………… Несогласия ………………………………………………………. Типы тектонических нарушений ………………………...…….. Литература .……………………………………………………… 3 4 18 41 44 45 49 50 51 60 ГЛАВНЕЙШИЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ Общие сведения о минералах. Земная кора состоит из различных горных пород и минералов. Минералы (от лат. minera – руда) – это природные химические соединения или самородные элементы, возникшие в результате разнообразных физико-химических и термодинамических процессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности. Минералы в природе находятся преимущественно в твердом состоянии, реже встречаются жидкие (ртуть, вода) и газообразные (горючие газы, углекислый газ), минералы. В настоящее время известно более 3000 минералов, но лишь очень немногие из них имеют широкое распространение в составе горных пород. Они называются породообразующими. Твердые минералы в большинстве случаев являются кристаллическими веществами, имеющими форму либо более или менее хорошо выраженных многогранников, либо неправильных зерен или сплошных масс. Реже встречаются аморфные минералы, образующие бесформенные массы. Основным признаком кристаллических веществ является строго определенная группировка слагающих их атомов и ионов, которые занимают определенные места в пространстве, создавая кристаллические решетки. Кристаллические структуры очень разнообразны, и выражается это разнообразие во внешнем облике кристаллов, их форме. Кроме явно кристаллических веществ, в земной коре широко распространены скрытокристаллические, к числу которых относятся коллоиды. Как известно, коллоидами являются разнородные дисперсные системы, состоящие из дисперсной среды (растворитель) и дисперсной фазы (тонкораспыленные частицы). К числу характерных свойств большинства кристаллических минералов относится свойство самоогранения при их росте, т. е. способность образовывать кристаллы. Каждому минералу присуща своя кристаллическая форма, зависящая от типа химических связей решетки, химического состава и условий его формирования. В кристалле различают следующие элементы: грани, или плоскости, ограничивающие кристаллы, ребра — линии пересечения граней, вершины — точки пересечения ребер, гранные углы — углы между гранями. Вершины кристаллов соответствуют узлам, ребра - рядам, а грани — плоским сеткам пространственной решетки. Для всех кристаллов одного и того же вещества углы между соответствующими гранями одинаковы и постоянны. 4 Формы нахождения минералов в природе. В природе кристаллические минералы встречаются как в виде одиночных кристаллов или их сростков, так и в виде скоплений, называемых минеральными агрегатами. Некоторые минералы образуют закономерно сросшиеся кристаллы, которые называются двойниками, тройниками и т. д. Двойники возникают в результате взаимного прорастания или срастания кристаллов (рис. 1). Друзы — это сростки более или менее правильных кристаллов (рис. 2), часто приросших одним концом к породе. Для их образования необходимы открытые полости, в которых может происходить свободный рост кристаллов. Рис. 1 Двойник александрита. Рис. 2 Друза вольфрамита на чёрном кварце (морионе). Дендриты возникают в результате быстрой кристаллизации минералов в тонких трещинах и порах породы и напоминают причудливые по форме ветки растений (рис. 3). Иногда минералы почти целиком заполняют небольшие пустоты, образуя секреции (рис. 4). Для секреций типично концентрическое строение. Заполнение их минеральным веществом происходит от периферии к центру. Крупные секреции с часто оставшейся в середине пустотой называются жеодами (рис. 5), а мелкие секреции в излившихся породах называются миндалинами (рис. 6). Конкреции представляют собой стяжения шарообразной или неправильной округлой формы (рис. 7); они формируются в результате отложения минерального вещества вокруг какоголибо центра кристаллизации, часто имеют радиально-лучистое внутреннее строение (рис. 8). В отличие от секреций рост конкреций идет от центра к периферии. Очень часто в виде конкреций встречаются фосфорит и марказит. По строению с конкрециями сходны оолиты — мелкие (до 10 мм в поперечнике) округлые образования, имеющие концентрическое строение и возникающие при выпадении минерального вещества из вод5 ных растворов (рис. 9). Оолитовое строение часто характерно для руд марганца, железа, алюминия и для известняка. Рис. 3 Дендриты окислов марганца в родоните. Рис. 4 Секреция агата. Рис. 5 Жеода выполненная агатом и халцедоном в окремнённом известняке. 6 Рис. 6 Миндалины в породе. Рис. 7 Кварц-кварциновая конкреция. Рис. 8 Радиально-лучистое строение конкреции фосфорита. Рис. 9 Оолиты арагонита. Если кристаллизация веществ из растворов происходит медленно или раскристаллизации подвергаются коллоиды, то при этом формируются натечные формы, имеющие вид сосулек, почек, гроздей, прожилков, жил или гнезд. Натеки, свисающие в виде сосулек сверху, называются сталактитами (рис. 10), а нарастающие им навстречу снизу – сталагмитами (рис. 11). 7 Рис. 10 Сталактиты. Рис. 11 Сталагмиты. Физические свойства минералов. Главнейшими физическими свойствами минерала являются цвет, цвет черты (цвет его в порошке), прозрачность, блеск, излом, спайность, твердость, плотность и некоторые другие. Цвет минералов является важным диагностическим признаком. Минералы могут иметь самую разнообразную окраску — белую, желтую, серую, розовую, красную, синюю, черную и всевозможные оттенки. Встречаются также бесцветные и прозрачные минералы. Практически цвет определяют на глаз, сравнением с хорошо знакомыми предметами (молочно-белый, соломенно-желтый, кирпично-красный). Для обозначения цвета минералов, имеющих металлический блеск, к названию цвета добавляют название распространенного металла (свинцово-серый, оловянно-белый, латунно-желтый, медно-красный, железо-черный и т. д.). Окраска минералов зависит главным образом от их химического состава и состава примесей. Некоторые минералы меняют цвет в зависимости от освещения. Это свойство минералов называется иризацией. Цвет черты (цвет минерала в порошке). Многие минералы в растертом состоянии имеют другой цвет, чем в образце. Порошок можно получить, проводя куском минерала по белой шероховатой фарфоровой пластинке при условии, что твердость его меньше твердости фарфора (если твердость минерала выше твердости фарфора, то минерал образует на фарфоре царапину). Блеск минералов также является важным диагностическим признаком. Он зависит от показателя преломления минерала и его способно8 сти отражать от своей поверхности свет. По блеску все минералы можно разделить на три группы: с металлическим, полуметаллическим и неметаллическим блеском. Металлический блеск – сильный блеск, свойственный металлам. Такой блеск наблюдается у самородных металлов (золото, серебро, платина), многих сульфидов и оксидов железа. Полуметаллический блеск характерен для минералов, поверхность которых имеет вид потускневшего металла. К таким минералам относятся графит, гематит, черная цинковая обманка. К третьей, наиболее обширной группе принадлежат минералы с неметаллическим блеском. У них различают следующие виды блеска: стеклянный, широко распространенный среди прозрачных минералов (кварц на гранях кристаллов, кальцит, гипс); жирный, типичный для тех минералов, поверхность которых кажется как бы смазанной маслом (кварц на изломе, нефелин); перламутровый, характерный для прозрачных минералов, которые блестят, как поверхность перламутровой раковины (слюда, тальк); шелковистый, который наблюдается при тонковолокнистом строении минерала и напоминает блеск шелковых нитей (асбест, волокнистые разности гипса). Некоторые минералы обладают особенно сильным блеском, называемым алмазным (алмаз, некоторые разновидности цинковой обманки); матовый блеск (минералы не блестят) имеют минералы с пористой, неровной, землистой поверхностью (каолинит). Прозрачность – способность минералов пропускать свет. По степени прозрачности минералы делятся на прозрачные (горный хрусталь, каменная соль, топаз), полупрозрачные (халцедон, опал), через которые видны лишь очертания предметов, просвечивающие, пропускающие свет только в очень тонких пластинках (полевые шпаты), и непрозрачные, через которые свет совсем не проходит (пирит, магнетит). Излом, т. е. вид поверхности, образующейся при раскалывании минерала, также является важным диагностическим признаком ряда минералов. Он может быть раковистым, имеющим вид вогнутой и концентрически-волнистой поверхности, напоминающей поверхность раковин (горный хрусталь), занозистым с поверхностью, покрытой ориентированными в одном направлении занозами (гипс, роговая обманка), неровным (нефелин), землистым с матовой шероховатой поверхностью (каолинит, лимонит), зернистым, встречающимся часто у минеральных агрегатов. Спайность – это способность минералов раскалываться или расщепляться. Весьма совершенная спайность возникает тогда, когда минерал очень легко (например, ногтем) расщепляется на отдельные тончайшие листочки или пластинки, образуя зеркально-блестящие плоскости спайности (слюды, гипс, хлорит). Совершенная спайность отличается 9 тем, что минерал раскалывается при слабом ударе молотком на гладкие параллельные пластинки, кубы или другие формы (каменная соль, кальцит). Средняя (явственная) спайность характерна для минералов, при раскалывании которых возникают как плоскости спайности, так и поверхности с неровным изломом (полевые шпаты). Несовершенная спайность обнаруживается с трудом. В этом случае при раскалывании минерала преобладают поверхности с неправильным изломом (апатит, оливин и др.). Некоторые минералы не обладают спайностью; в этом случае говорят о весьма несовершенной спайности. У таких минералов наблюдаются только незакономерные поверхности излома (молочно-белый кварц, золото). Твердость представляет собой один из важнейших диагностических, признаков. Под твердостью понимают степень сопротивления минерала внешним механическим воздействиям (царапанию, резанию, истиранию). Для определения твердости принята шкала Мооса, в которой в качестве эталонов используются минералы с известной и постоянной твердостью. Эти минералы располагаются в порядке возрастания твердости, так что предыдущий минерал царапается последующим. Таблица 1 Шкала твёрдости (Мооса). Минералы Химическая формула Тальк Mg3[OH]2 [Si4O10] Гипс CaSO4 .2H2O Кальцит СаСО3 Флюорит СаF2 Апатит Ca5(F,Cl) [РО4]3 Ортоклаз K[AlSi3O8] Кварц SiO2 Топаз Al2(F,OH)2[SiO4] Корунд А12О3 Алмаз С Твёрдость 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 При определении твердости минерала на его свежей поверхности проводят (с нажимом) черту острым углом минерала-эталона. Например, необходимо установить твердость альбита. Из эталонной коллекции его не царапает ни один минерал до апатита включительно. Ортоклаз оставляет на нем слабый след, но и сам истирается при этом. Следовательно, у этих двух минералов равная твердость. Следующий по шкале твердости кварц при нажиме царапает альбит, следовательно, твердость альбита выше 5 и ниже 7, т. е. 6. На практике нередко прибегают к определению твердости при помощи распространенных предметов. Так, твердость карандаша 1, ногтя 2, 10 бронзовой монеты – 3,5-4, стекла 5, иглы и стального перочинного ножа 6, напильника 7. Плотность для различных минералов колеблется от 600 до 27 000 кг/м3. По плотности все минералы можно разделить на три категории: легкие — с плотностью до 2500 кг/м3 (нефти, смолы, угли, гипс, каменная соль), средние — с плотностью до 4000 кг/м3 (кальцит, кварц, полевые шпаты) и тяжелые — с плотностью больше 4000 кг/м 3 (рудные минералы). Магнитность характерна для немногих минералов (магнетит, пирротин, платина). Она выявляется при помощи магнитной стрелки, которая притягивается или отталкивается при поднесении к ней магнитных минералов. Ряду минералов присущи особые свойства. Так, для карбонатов типична реакция со слабой (5—10%-ной) соляной кислотой, сопровождающаяся выделением углекислого газа в виде пузырьков. Некоторые карбонаты легко разлагаются в холодной кислоте (кальцит), другие вступают в реакцию после измельчения в порошок (доломит) или при подогревании (магнезит). Вскипают при воздействии соляной кислотой также многие сульфиды с образованием сероводорода. Сероводород легко отличим по характерному запаху. Двойное лучепреломление — свойство, отмечающееся у ряда минералов, но особенно хорошо выраженное у прозрачных разностей кальцита, называемых исландским шпатом. Если через исландский шпат рассматривать предмет, то возникает его двойное изображение. На вкус определяются лишь некоторые растворимые в воде соли. Этим методом легко отличить, например, каменную соль от сильвина: последний имеет горько-соленый вкус и слегка щиплет язык. Классификация главнейших породообразующих минералов. Современная классификация минералов основывается на их химическом составе и кристаллической структуре вещества. Все известные минералы разделяются на несколько надклассов и классов. Важнейшими классами являются следующие: самородные элементы, сульфиды, оксиды и гидроксиды, галогенные соединения, углеродистые соединения. В состав надкласса соли кислородных кислот входят следующие классы: карбонаты, сульфаты, фосфаты, силикаты. Из общего числа минералов около 34% приходится на силикаты, около 25% - на оксиды и гидроксиды, около 20% - на сульфиды; на долю всех остальных минералов приходится около 21%. Самородные элементы. К классу самородных элементов относятся платина, золото, серебро, алмаз, графит, сера, медь и др. Минералы эти состоят из одного химического элемента или смеси двух элементов, они не пользуются широ11 ким распространением (кроме графита и серы), но чрезвычайно важны в практическом отношении. К собственно породообразующим минералам можно отнести графит. Сульфиды. Сульфиды, или сернистые соединения элементов, в основном тяжелых металлов, не являются породообразующими минералами, но представляют большой интерес как руды цветных и черных металлов. Из сернистых минералов в земной коре наиболее широко развит пирит FeS2 (серный или железный колчедан). Аналогичен по составу марказит, отличающийся от пирита кристаллографической сингонией. Наиболее часто встречаются халькопирит CuFeS2, галенит PbS, являющийся важнейшей свинцовой рудой, и сфалерит ZnS – цинковая руда. Оксиды и гидроксиды. Минералы класса оксидов и гидроксидов представляют собой соединения элементов с кислородом и гидроксогруппой ОН. Они широко развиты в земной коре. Кварц SiO2 – один из самых распространенных минералов. Различают следующие важнейшие разновидности кварца: горный хрусталь – прозрачный, без примесей, встречающийся в виде хорошо образованных кристаллов; морион – коричнево-черный прозрачный и полупрозрачный; аметист – фиолетовый; халцедон – скрытокристаллический; агат – полосчатый халцедон. Минерал, представляющий собой коллоидальный кремнезем SiO2. nH2О, называется опалом. Большое значение имеют оксиды и гидроксиды железа. Они являются главными минералами железных руд. Гематит FeО3 в виде хорошо развитых кристаллов называется железным блеском, а в скрытокристаллической форме – красным железняком. Магнитный железняк – магнетит Fe3O4, или FeO.Fe2O3 – оксид, наиболее богатый железом. Очень широко распространен бурый железняк, или лимонит, Fe2O3.nH2O, представляющий собой смесь различных гидроксидов железа гётита, гидрогётита и др. К этому же классу относятся несколько разновидностей более редких минералов, из которых следует отметить корунд Аl2О3. Красная разновидность корунда называется рубином, синяя – сапфиром. Галогенные соединения. Соли галогеноводородных кислот образуют около 100 минералов. Их роль как породообразующих минералов невелика. Наиболее распространены из минералов этого класса хлористые соединения. Галит (каменная соль) NaСl часто встречается среди осадочных образований озер и морей. 12 К галогенным минералам относятся также сильвин KCl и флюорит CaF2. Сильвин применяется как удобрение, а флюорит – в металлургии при плавке металлов, в стекольной и химической промышленности для получения плавиковой кислоты и криолита. Прозрачные разности флюорита используются в оптике. Надкласс солей кислородных кислот. В этот надкласс входят соли угольной (карбонаты), серной (сульфаты), фосфорной (фосфаты) и кремниевых (силикаты) кислот выделяемые в отдельные классы. Карбонаты. Карбонаты очень широко распространены в верхних частях земной коры. К ним относятся кальцит, магнезит, доломит, сидерит другие минералы. Кальцит, или известковый шпат, СаСО3 – один из самых распространенных минералов. Его прозрачная разновидность – исландский шпат – встречается реже и применяется в оптике. Магнезит MgCO3 и доломит CaMg(CO3)2 используются в химической промышленности для производства огнеупоров и изготовления цемента. Сидерит (железный шпат) FeCO3 служит рудой для получения качественной стали. Все карбонаты вступают в реакцию со слабой (5-10%-ной) соляной кислотой, сопровождающуюся выделением углекислого газа. К числу гидрокарбонатов относится малахит CuСО3.Cu(ОН)2. Сульфаты. Из минералов этого класса широко распространен гипс CaSO4 . 2Н2О, реже наблюдается ангидрит CaSO4 – безводный сульфат кальция. Искусственно обожженный гипс, а также тонкозернистые сплошные массы обыкновенного гипса называют алебастром. Иногда встречается длинностолбчатая волокнистая разновидность светлого голубоватого гипса, называемая селенитом. Фосфаты. Фосфаты представляют собой соли фосфорных кислот. В этот класс входит большое число минералов. Породообразующими из них являются апатит и фосфориты. Апатит Са5(F,Сl) [РО4]3 – наиболее распространенный минерал этого класса. Фосфориты – осадочные морские образования, близкие по составу к апатиту, содержащие примеси кварца, карбонатов, глауконита и глинистых частиц. Они обычно образуют радиально-лучистые и скрытокристаллические конкреции. 13 Силикаты. К классу силикатов относится наибольшее число минералов, входящих в состав земной коры. Эти минералы слагают большинство горных пород. Во всех силикатах каждый ион кремния Si4+ находится в соединении с четырьмя ионами кислорода (может быть изображен формулой [SiO4]4-). Основная структурная единица силикатов – кремнекислородный тетраэдр – группировка, состоящая из четырех больших ионов кислорода и одного иона кремния. Все минералы силикатов разделяются в зависимости от способов сочленения кремнекислородных тетраэдров на следующие группы: островные, кольцевые, цепочечные, ленточные, листовые и каркасные (рис. 12). 1) Островные силикаты. В структуре силикатов этой группы кремнекислородные тетраэдры не имеют общих вершин, т.е. общих ионов кислорода, и удерживаются в решетке ионами других элементов. К островным силикатам из широко распространенных породообразующих минералов относятся оливин и гранат. Оливин (Fe,Mg) [SiO4] – железомагнезиальный, бедный кремнекислотой силикат он характерен для ультраосновных или основных изверженных пород. Гранаты встречаются преимущественно в метаморфических и метаморфизованных породах реже в изверженных породах. 2) Кольцевые силикаты. Силикаты, структура которых образована кольцами из трех, четырех или шести кремнекислородных тетраэдров называются кольцевыми. Представителем является берилл Ве2А13 [Si6O18] – полупрозрачный и прозрачный зеленый минерал, образующий шестигранные призматические кристаллы. К этой же группе относится турмалин – сложный бороалюмосиликат встречающийся главным образом в гранитных породах и пегматитовых телах, а также в сланцах на границе с магматическими породами. 3) Цепочечные силикаты. В структуре силикатов этой группы кремнекислородные тетраэдры соединены в неправильные цепочки. Цепочечные силикаты состоят из одинарных цепочек тетраэдров. В группу этих силикатов входят железомагнезиальные силикаты семейства пироксенов, среди которых различают моноклинные и ромбические. Представителем моноклинных пироксенов является авгит Са(Mg,Fe,Al)[(SiAl)2O6] – минерал сложного и непостоянного химического состава. В структуре авгита алюминий находится в центре кислородных тетраэдров, занимая место кремния. Для этого минерала характерны кристаллы зеленовато-черного цвета с восьмиугольным сечением и блестящими гранями. Среди ромбических пироксенов выделяются энстатит Mg2[Si2O6]6 и гиперстен (Fe, Mg)2[Si2О6]. 14 Рис. 12 Типы соединения кремнекислородных тетраэдров: I – изолированный тетраэдр, II – группа из двух тетраэдров (сдвоенных), группы соединённых тетраэдров образующих: III – кольца, IV – цепочку, V – ленту, VI – слой (лист). 15 4) Ленточные силикаты. Наиболее распространенными представителями этих силикатов являются амфиболы, которые входят в состав магматических и метаморфических горных пород. Наиболее широко развиты моноклинные амфиболы, главным образом роговая обманка. Роговая обманка имеет светло-темно-зеленый и буровато-черный цвет. От авгита она отличается волокнистостью и шелковистым блеском вытянутых столбчатых кристаллов. 5) Листовые (слоевые) силикаты. Если ленты тетраэдров соединяются в один непрерывный слой, то образуется структура листовых силикатов. К листовым силикатам относятся тальк, серпентин и каолинит, а к листовым алюмосиликатам – слюды, хлориты и гидрослюды, из которых наиболее характерным является глауконит, образующийся в морских условиях. Тальк Mg3(OH)2 [Si4О10] – магнезиальный листовой силикат. Плотная разновидность талька называется жировиком, а горная порода, состоящая из талька, - горшечным камнем, или талькитом. Серпентин Mg6(OH)8 [Si4O10] отличается от талька только большим содержанием магния и меньшим – кремнезема. Горная порода, состоящая из серпентина, часто называется серпентинитом, или змеевиком – по зеленой пятнистой окраске («серпенс» - змея). Широко известна волокнистая разность серпентина – асбест. Каолинит Al4(OH)8[Si4O10] формируется при химическом выветривании алюмосиликатов магматических пород на поверхности земли. Он входит в состав многих глин. Землистые рыхлые массы каолинита называются каолином. Слюды – имеют важное породообразующее значение. Они входят в состав многих магматических и метаморфических горных пород. Общее количество слюд в породах земной коры – около 4%. Породообразующее значение имеют мусковит и биотит. Мусковит KA12(OH,F) [A1SiOio] – бесцветная или слабо окрашенная желтоватая, зеленоватая прозрачная калиевая слюда. Биотит K(Mg, Fe2+, Fe3+, A1)3(OH, F)2[AlSi3O10] – магнезиальножелезистая слюда зеленовато - или коричневато-черного цвета. Хлориты – водные алюмосиликаты магния и железа. Название этим минералам дано по своеобразному зеленому цвету («хлорос» - зеленый). Хлориты развиты в основном в метаморфических породах, в которых они формируются за счет магнезиально-железистых силикатов. Некоторые из хлоритов содержат до 38% железа и используются как железные руды. Глауконит K(Fe3 +, Al, Fe2 +, Mg)2-3(OH)2[AlSi3O10].nH2O относится к группе гидрослюд. Он является смесью нескольких минералов. Глауконит образуется в неглубоких морских бассейнах и широко распространен 16 в песках, глинах, опоках, известняках и других осадочных породах, где встречается в виде скрытокристаллических зернышек округлой формы. 6) Каркасные силикаты. В их решетке кремнеалюмокислородные тетраэдры соединены друг с другом всеми четырьмя вершинами, в результате чего образуется каркас. Каркасные силикаты делятся на две группы минералов: полевые шпаты и фельдшпатоиды. По химическому составу среди полевых шпатов выделяются калиево-натриевые (щелочные) и известково-(кальциево)-натриевые, или плагиоклазы. Из щелочных полевых шпатов важное значение имеет ортоклаз K[AlSi3O8] – минерал с желтовато-розовой и мясокрасной окраской, кристаллизующийся в моноклинной сингонии и образующий прямоугольные сколы по спайности в двух направлениях (от греч. «ортоклаз» - прямоколющийся). К этой же группе относится микроклин, аналогичный ортоклазу по химическому составу, но кристаллизующийся в триклинной сингонии. Фельдшпатоиды по химическому составу сходны с полевыми шпатами, но беднее их кремнекислотой. Нефелин (Na,К) [AlSiO4]. входит в состав бескварцевых щелочных магматических пород – нефелиновых сиенитов. Углеродистые соединения. Углеродистые соединения существенно отличаются от многих минералов по происхождению, химическим свойствам и кристаллическому строению. К минералам, состоящим из углеводородов с некоторым количеством кислорода, можно отнести асфальт, озокерит и янтарь. Асфальт – продукт окисления углеводородов нефти. В его составе основную роль играют углерод (80%), кислород (10%) и водород (10%). Это коричнево-черная мягкая масса, которая горит и легко плавится. Озокерит (горный воск) состоит на 84% из углерода и на 16% из водорода. По внешнему виду и физическим свойствам озокерит очень сходен с воском. Янтарь С10Н16О представляет собой ископаемую древесную смолу. Это легкий аморфный минерал буровато-желтого цвета, прозрачный и полупрозрачный, с раковистым изломом и небольшой твердостью (2-2,5). 17 ГЛАВНЕЙШИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ Горными породами называют естественные ассоциации минералов более или менее устойчивого состава, возникшие в глубинах Земли или на ее поверхности в результате различных геологических процессов. Горные породы, содержащие полезные компоненты, и отдельные минералы, извлечение которых экономически целесообразно, называют полезными ископаемыми. Каждая горная порода образует объемное геологическое тело (слой, линза, массив, покров и др.), имеет определенный вещественный состав и обладает специфическим внутренним строением. Вещественный состав горных пород характеризуется их химическим и минеральным составом. Валовой химический состав горных пород определяется содержанием (массовой долей) оксидов А1 2О3, SiO2, Fe2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O, H2O и выражается в процентах. Минеральный состав, который также выражается в процентах, но определяется содержанием (объемной долей) главных породообразующих минералов. Минералы, из которых состоит порода, делятся на главные (каждый занимает более 5% объема породы), второстепенные (менее 5%) и акцессорные (количество очень мало, но они присущи только определенным типам пород). Если горные породы состоят из одного главного минерала, их называют мономинеральными, а если из нескольких, — полиминеральными. Внутреннее строение горных пород характеризуется их структурой и текстурой. Структура - это совокупность признаков строения породы, обусловленных размерами, формой и взаимоотношениями ее составных частей. Текстуру породы определяет распределение ее составных частей в пространстве. По способу и условиям образования горные породы делятся на магматические (изверженные), осадочные и метаморфические. Магматические горные породы обязаны своим происхождением затвердеванию природных, в подавляющем большинстве силикатных расплавов как внутри Земли, так и на ее поверхности. Осадочные горные породы образуются на поверхности Земли в водной, реже – воздушной среде из продуктов разрушения других пород, а также из химических и органогенных осадков. Метаморфические горные породы возникают в результате коренного преобразования магматических, осадочных и ранее существовавших метаморфических пород под влиянием высоких температур и давлений, чаще всего в глубоких зонах земной коры. Не переходя в расплав, эти породы теряют первоначальный облик и приобретают новый минеральный, а в ряде случаев – и химический состав, иную структуру и текстуру. 18 Магматические горные породы. По химическому составу, который во многом обусловлен содержанием кремнезема SiO2, все магматические породы делятся на кислые (7567% содержания кремнезёма), средние (67-52% содержания кремнезёма), основные (52-40% содержания кремнезёма) и ультраосновные (менее 40% содержания кремнезёма). Породы, для которых характерно значительное преобладание щелочей над глиноземом, считаются щелочными. По условиям образования магматические породы делятся на интрузивные, включающие субвулканические и жильные (полуглубинные, или гипабиссальные), и эффузивные. Интрузивные породы формировались на относительно больших глубинах, кристаллизация субвулканических и жильных пород происходила на небольшой глубине, эффузивные (излившиеся) породы затвердели непосредственно на дневной поверхности. По степени вторичных изменений, эффузивные породы делятся на кайнотипные – «молодые», неизмененные, и палеотипные – «древние», в той или иной степени измененные и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени. Основные отличительные признаки интрузивных горных пород. 1. Цвет. У интрузивных пород цвет самый разнообразный, так как слагающие их минералы могут быть различно окрашены. Породы, окрашенные в светлые тона, называют лейкократовыми, а темные – меланократовыми. 2. Текстура. Для интрузивных пород наиболее характерными являются массивная, полосчатая, пятнистая и другие текстуры, которые хорошо распознаются при макроскопических исследованиях. Наиболее часто встречаются полосчатая, когда слои различаются по цвету и составу, массивная, когда нельзя установить закономерности в положении составных частей: эти части нельзя обособить или они распределены хаотично, пятнистая, когда отдельные составные части породы образуют обособления в виде пятен. 3. Структура. У интрузивных пород без микроскопа хорошо различаются только следующие структуры: афанитовая (скрытокристаллическая) – отдельные зерна породы неразличимы; мелкозернистая – размер кристаллических зерен в поперечнике меньше 0,5 мм; среднезернистая – размер зерен от 0,5 до 1 мм; крупнозернистая – от 1 до 5 мм и гигантозернистая – более 5 мм. Структуры могут быть равномерно-зернистыми (рис. 13, а) и неравномерно-зернистыми (рис. 13, б), когда одни зерна по размерам резко отличаются от других. 19 Рис. 13 Структуры и текстуры интрузивных горных пород: а – структура равномерно-среднезернистая (гранодиорит), текстура пятнистая; б – структура неравномерно-зернистая, текстура пятнистая (гранит-порфир). Основные отличительные признаки эффузивных, субвулканических и жильных горных пород. 1. Цвет. Описывается так же, как и при изучении интрузивных пород. 2. Текстура. Наиболее распространенные текстуры эффузивных пород таковы: массивная, полосчатая, слоистая, пятнистая (рис. 14), пузыристая и миндалекаменная. Если пустоты, напоминающие по форме зерна миндаля, заполнены опалом, халцедоном, карбонатами или цеолитами, то текстура будет называться миндалекаменной – в отличие от пузыристой, присущей породам с полыми пустотами различной формы. 3. Структура. Наиболее типичными для эффузивных пород являются порфировая структура (рис. 14), характеризующаяся наличием в очень мелкозернистой или скрытокристаллической (афанитовой) основной массе отдельных крупных кристаллов – вкрапленников, и афировая, свойственная породам, в которых нет вкрапленников. Описание магматических горных пород. Магматических пород насчитывается более 1000, но лишь немногие из них распространены в земной коре достаточно широко. Кислые породы. Кислые интрузивные породы нормального ряда представлены гранитами. К этому основному названию обычно добавляется определение, которое дают по преобладающему темноцветному минералу, - биотитовые, роговообманковые, пироксеновые граниты и др. 20 Рис. 14 Структуры и текстуры эффузивных горных пород: а – структура порфировая, текстура пятнистая (андезитовый порфирит); б – структура крупнопорфировая, текстура пятнистая (липарит). С гранитами тесно связаны гранодиориты, содержащие по сравнению с гранитами меньше кварца и значительно меньше калиевого полевого шпата. Наиболее распространенными разновидностями гранодиоритов являются плагиограниты (если принять количество полевых шпатов в породе за 100%, то в этих породах количество калиевого полевого шпата не будет превышать 10%), собственно гранодиориты (количество калиевого полевого шпата 10-30%) и адамеллиты (гранодиориты щелочного ряда с количеством калиевого полевого шпата до 60%). Граниты и гранодиориты, а иногда и диориты часто объединяют в группу гранитоидов. К эффузивным породам кислого состава относятся липариты (риолиты) и их палеотипные разновидности – кварцевые порфиры. Структура этих пород, как правило, порфировая, вкрапленники представлены кварцем (присутствует постоянно), калиевым полевым шпатом и кислым плагиоклазом. Стекла кислого состава – обсидианы – похожи на обычное стекло, окрашенное в различные часто очень темные (до черного) цвета. К стеклам относятся также пехштейн, имеющий жирный смоляной блеск, и пемза, легкая, очень пористая порода. Жильные породы, генетически связанные с гранитоидами, представлены жильными гранитами, аплитами, пегматитами, гранитпорфирами, а также лампрофирами, диорит-порфиритами и жильным кварцем. Пегматиты состоят главным образом из кварца и калиевого полевого шпата. Размеры кристаллов этих минералов в пегматитах от миллиметров до 10 м и более. Жильные граниты от обычных отличаются лишь услови21 ями залегания. Аплиты - равномерно-мелкозернистые светлые породы, практически лишенные темноцветных минералов. Гранит-порфиры неотличимы от кварцевых порфиров, но залегают в виде жил. Лампрофиры – меланократовые жильные породы среднего состава; диорит-порфириты по всем макроскопическим признакам сходны с эффузивами среднего и основного состава, распознать их можно только в полевых условиях. Жильный кварц обычно белый или светлоокрашенный, плотный, сливной или сахаровидный. Средние породы. Средние интрузивные породы нормального ряда – диориты – в «чистом виде» встречаются сравнительно редко. От гранитов они отличаются отсутствием или иногда крайне низким (<5%) содержанием калиевого полевого шпата. Кварцевые диориты, содержащие более 5% кварца, представляют собой породы, переходные от диоритов к гранодиоритам. Средние интрузивные породы щелочного ряда – сиениты – содержат большое количество калиевого полевого шпата и, в отличие от гранитов, практически лишены кварца. Средние эффузивные породы щелочного ряда, к которым принадлежат трахиты и ортофиры, представляют собой лейкократовые породы с порфировой или афировой структурой, почти нацело состоящие из калиевого полевого шпата. Средние эффузивные породы нормального ряда – андезиты и андезитовые порфириты – имеют порфировую структуру, во вкрапленниках наблюдаются зерна плагиоклаза и темно-цветных минералов. Стекла среднего состава аналогичны таковым кислого состава. Жильные породы, связанные со средними магматическими породами, слабо отличаются от жильных пород, связанных с гранитоидами. Щелочные породы. Щелочные интрузивные породы – нефелиновые сиениты – внешне похожи на средние, но содержат нефелин. Нефелин можно легко спутать с кварцем, поэтому следует помнить, что кварц и нефелин в породах никогда не встречаются вместе. Эффузивные щелочные породы очень редки; жильные щелочные породы тоже редки и имеют специфический состав. Основные породы. К основным интрузивным породам относится габбро. Это темные, обычно крупнокристаллические породы, в состав которых входит темный средний или чаще основной плагиоклаз. Очень красивой разновидностью основных интрузивных пород является лабрадорит, почти не содержащий темноцветных минералов. Эффузивные породы основного состава распространены в земной коре очень широко. Базальты – породы с четко выраженной порфировой структурой; вкрапленники базальтов на почти черном фоне основной массы выделяются очень резко, будучи представлены плагиоклазом (и калиевым полевым шпатом в базальтах щелочного ряда) и темноцветными минералами. Палеотипные разности базальтов, так же как и андези22 тов, отличаются зеленым оттенком. Если в таких породах есть вкрапленники, то это будут базальтовые порфириты; аналогичные породы без вкрапленников с очень мелкозернистым, скрытокристаллическим строением именуются диабазами. Жильные породы, связанные с основными магматическими породами, малочисленны; наиболее широко распространены среди них габбро-диабазы. Ультраосновные породы (гипербазиты). Ультраосновные магматические породы практически не содержат полевых шпатов и состоят почти нацело из пироксенов, оливина и магнетита. Главными представителями ультраосновных интрузивных пород являются следующие: дуниты – массивные темно-зеленые породы, состоящие из оливина; перидотиты – более темные породы, где наряду с оливином встречается пироксен; пироксениты – темно-серые, почти черные, часто мелкозернистые тяжелые породы, состоящие главным образом из пироксена. Разновидностью перидотитов по составу являются кимберлиты (в трубках взрыва). Излившиеся аналоги ультраосновных пород, так же как и жильные породы, крайне редки. Пирокластические горные породы. При извержениях вулканов в атмосферу часто выбрасывается огромное количество раскаленных обломков вулканического стекла, кристаллов различных минералов, твердеющей лавы. Падая на землю, эти обломки засыпают большие площади, часто смешиваются с осадочными породами речного и морского генезиса и в конце концов образуют специфическую группу пирокластических (буквально – огненно-обломочных) пород. Наиболее распространенными рыхлыми породами этой группы являются вулканический пепел, состоящий из обломков размером до 1 мм, вулканический песок, размер обломков которого 1-2 мм, лапилли – веретенообразные обломки застывшей в полете лавы длиной 2-30 мм и вулканические бомбы – обломки и куски застывшей (часто в полете) лавы размером в поперечнике до нескольких метров. Нередко такие рыхлые отложения претерпевают диагенез и становятся плотными породами магматического генезиса но в сущности остаются осадочными образованиями. К ним относятся туфы (чаще всего пепловые), туфопесчаники – туфы с примесью того или иного количества песка, туфоконгломераты – туфы, содержащие примесь окатанных обломков горных пород, туфобрекчии, для которых характерны крупные угловатые обломки вулканогенного материала в туфовом цементе. Если пирокластический материал, попав на землю, не успевает остыть, то он спекается в своеобразные породы, получившие название игнимбритов. В отличие от туфов, породы, обладающие слоистостью и состоящие из пеплового и более крупного обломочного материала со значительным количеством «нормального» осадочного материала, отло23 жившегося в водной среде, называются туффитами. Нередко цементом пирокластического материала могут служить не только образования осадочного происхождения, но и сама лава. При движении лавовых потоков верхняя, уже успевшая застыть, тонкая корка взламывается, ее обломки цементируются той же лавой, в результате чего после застывания образуются различные лавобрекчии (иногда их называют агломератовыми лавами). Формы залегания магматических интрузивных горных пород. Батолиты представляют собой крупные интрузивные массивы, сложенные главным образом гранитами и гранодиоритами. Площадь их выхода на поверхность составляет более 100 км2. Верхняя поверхность батолитов обладает плавными очертаниями, с многочисленными куполовидными выступами. Боковые поверхности иногда наклонены в стороны от центральных его частей, иногда вертикальны или направлены к центру. По форме они могут быть свекловидными, с суживающимися вниз корневидными концами — двумя и более, или языковидными. Толщина батолитов обычно составляет 6-10 км. Контакты с вмещающими породами неровные, секущие, с многочисленными выступами и ответвлениями. Штоки имеют площадь выхода на дневную поверхность менее 100 км2. Они сложены чаще гранитоидами или породами среднего состава, реже основного. Их форма округлая или вытянутая, изредка неправильная. Штоки могут образовывать самостоятельные массивы, схожие по строению с батолитами. Они часто представляют собой неглубоко вскрытые верхние части гранитных батолитов или купола и гребни, ответвляющиеся от их кровли. Магматические диапиры принадлежат к вертикальным или крутым интрузиям. Они характеризуются вытянутой веретенообразной или грушевидной формой в плане и разрезе, относительно небольшими размерами (oт десятков метров до первых километров) и секущими контактами с вмещающими породами. Дайки представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах и разрывах земной коры, мощность обычно не превышает нескольких метров. Их протяженность колеблется от незначительной до очень большой. Часто встречаются группы вертикальных даек, образующих пояса. Особую группу составляют кольцевые дайки, развивающиеся по окружности около центра, выраженного или небольшим штоком интрузивных пород, или кольцевой же дайкой. Кольцевые дайки обычно крутые или вертикальные; они могут иметь и коническое расположение, и быть наклоненными к центру всей системы, образуя как бы воронку, суживающуюся книзу. 24 Рис. 15 Секущие формы залегания интрузивных горных пород: I – батолит (а) и связанные с ним формы: купол (б) и шток (в); II – формы залегания: гарполит (а), апофиз (б), дайки (в), магматические диапиры (г), шток (д). Лакколитами называются небольшие (в поперечнике до 3-5 км) грибообразные тела, сложенные чаще всего основными породами. Границы лакколитов согласны с поверхностями слоистости вмещающих их пород. Высота этих геологических тел значительно меньше их протяженности по простиранию, а толщина уменьшается к периферии. Лополиты образуют блюдцеобразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами. Они сложены ультраосновными и щелочными породами и реже гранитоидами. Их размеры в поперечнике могут быть или небольшими, или достигают сотен километров. Факолитами называются небольшие интрузии, имеющие в разрезе серповидную форму. Они образуются в ядрах антиклинальных или реже синклинальных складок. Толщина факолитов измеряется сотнями, в редких случаях тысячами метров. Межпластовые залежи, или силлы, образуются при внедрении магмы вдоль поверхностей наслоения. Их мощность колеблется в широких пределах – от тонких инъекций до сотен метров, но чаще не превышает 10-50 м. Силлы сложены главным образом основными породами. 25 Рис. 16 Согласные формы залегания интрузивных горных пород: I – факолиты; II – лополит (а), силы (б), лакколиты (в). Формы залегания магматических эффузивных горных пород. Покровы представляют собой плоские тела, сложенные, как правило, базальтами и долеритами, имеющие широкое площадное распространение и относительно малую мощность, а также неправильноизометричную форму в плане. Они обычно связаны с трещинными излияниями. Площадь одного покрова может колебаться от нескольких сотен до нескольких сотен тысяч квадратных километров, мощность – от первых метров до сотни метров. Покровы пород кислого состава встречаются значительно реже. Потоки – это более распространённые тела по сравнению с покровами. Они сложены в основном лавами. Особенностями потоков являются удлинённая, часто языковидная в плане и линзообразная в поперечном сечении форма, относительно малая мощность, неровная подошва, крутые боковые ограничения. Морфология и размеры этих тел определяются рельефом подстилающей поверхности, степенью вязкости магмы, зависящей от состава и газонасыщенности. Самыми крупными размерами обладают базальтовые потоки, их длина достигает нескольких десятков километров, при ширине в первые километры и мощности от нескольких 26 сантиметров до нескольких десятков метров. Потоки связаны с извержениями центрального типа. Некки имеют в плане округлую, овальную, реже неправильноизометричную форму. Диаметр их колеблется от нескольких метров до километра. Контакты с вмещающими породами, в случае ненарушенного последующими деформациями залегания, вертикальные или крутопадающие, обращённые внутрь тела, реже в противоположные от центра некка стороны. Внутренняя структура некков обычно неоднородна, что определяется широким диапазоном изменения структурно-текстурных особенностей слагающих их пород. Рис. 17 Формы залегания эффузивных горных пород: а – покровы, б – потоки, в – некки, г – сомма, д – конусы. Осадочные горные породы. Осадочные горные породы образуются в результате осаждения минеральных веществ в водной или воздушной среде в ходе экзогенных процессов. По способу образования минерального вещества осадочные породы делятся на обломочные, состоящие из обломков минералов и горных пород, органогенные, в основе которых находятся твердые части организмов и продуктов их жизнедеятельности, и хемогенные, представленные минералами, сформировавшимися химическим путем. Между этими группами осадочных пород нет четких границ; особенно часто породы смешанного происхождения встречаются среди органогенных и хемогенных. 27 Основные отличительные признаки осадочных горных пород. Главными признаками, определяющими осадочные горные породы, являются состав осадка, степень диагенеза, цвет, текстура, структура, пористость и плотность. 1. Состав осадка зависит от способа его образования: это могут быть обломки горных пород и минералов, органогенное вещество или продукты химических реакций. В соответствии с этим породу следует относить к обломочной, органогенной или хемогенной. 2. Степень диагенеза (лат. диагенез – перерождение) – признак, который показывает, какие изменения произошли в осадке после его образования в процессе превращения в горную породу. Иногда видимых признаков диагенеза нет: например, встречаются пески, которые, образовавшись миллионы лет назад, так и остались песками. Диагенез связан с обезвоживанием (дегидратацией) осадка, перекристаллизацией, старением коллоидов и др. Образование цемента в обломочных породах – один из мощных факторов диагенеза. Чаще всего цемент бывает глинистый, кремнистый, карбонатный или железистый, состоящий из оксидов железа. 3. Цвет породы не относится к главным диагностическим признакам, но часто может способствовать ее определению. Окраска осадочных пород включает все известные цвета и оттенки. Ее появление зависит от многих причин, главными из которых являются окраска обломков и минералов, слагающих породу, а также цвет цемента. 4. Текстура осадочных пород разнообразна. Наиболее часто встречаются слоистые текстуры, когда в породе четко различаются слои, полосчатые, когда слои различаются и по цвету, массивные, пятнистые (рис. 18,19). 5. Структура осадочных пород во многом зависит от их принадлежности к той или иной генетической группе. Так, структуры обломочных пород – обломочные, различающиеся по форме и размерам обломков, глинистых – пелитовые (греч. пелёс – глина), хемогенных – часто кристаллические или аморфные, органогенных – либо органогенные, если порода состоит из целых раковин или других остатков скелетов, либо детритусовые (лат. детритус – перетертый), когда остатки организмов оказываются перетертыми или раздробленными (рис. 18,19). 6. Пористость – характерный признак для многих осадочных пород. Она оценивается по размеру пор, их количеству и способу образования (пористость межзерновая, кавернозная и др.). 28 Рис. 18 Структуры и текстуры обломочных горных пород: а – структура обломочная, текстура пятнистая (конгломерат); б – структура обломочная, текстура пятнистая (брекчия). Рис. 19 Структуры и текстуры органогенных и хемогенных горных пород: а – структура органогенная, текстура массивная (известняк-ракушечник); б – структура хемогеннная, текстура пятнистая (кольцевые оолиты в известняке). Обломочные горные породы. Обломочные, или кластические (греч. кластес – обломок), породы образуются из обломков минералов и горных пород; чаще всего они накапливаются как морские осадки. Классификация обломочных пород основана на величине обломков (грубообломочные, песчаные, алевритовые), степени их окатанности (окатанные и неокатанные) и наличии или отсутствии цемента (сцементированные и рыхлые). Грубообломочные породы, или псефиты (греч. псефос – камешек), состоят из обломков с размерами более 2 мм. По форме и размерам 29 они подразделяются на окатанные и неокатанные, крупные, средние и мелкие. К окатанным относятся обломки, имеющие округленные или сглаженные ребра (валуны, галечник, гравий и др.); неокатанные обломки всегда остроугольны (глыбы, щебень, дресва). Псефиты с окатанными обломками, скрепленными цементом, называются конгломератами, а состоящие из неокатанных сцементированных обломков – брекчиями. Песчаные породы, или псаммиты (греч. псаммос – песок). В группу псаммитов входят породы с размером обломков от 0,1 до 2 мм. Рыхлые разновидности псаммитов называют песками, а сцементированные – песчаниками. Псаммиты, состоящие из зерен одного минерала – кварца, глауконита и др., называют олигомиктовыми (греч. олигос – немногий, миктос – смешанный), а состоящие из нескольких минералов – полимиктовыми (греч. поли – много, миктос – смешанный). По относительной величине зерен псаммиты разделяются на равномерно-зернистые (сортированные) и разнозернистые (несортированные). По минеральному составу различают следующие главные группы песчаных пород. Кварцевые пески и песчаники, в которых кроме кварца в виде примесей встречаются полевые шпаты, слюды, глауконит и др.; цемент таких песчаников может быть кремнистым, глинистым, известковым, железистым, фосфоритовым и др. Магнетитовые и гранатовые пески и песчаники состоят из зёрен кварца и глауконита, встречаются редко. Кварц-глауконитовые пески и песчаники состоят из зерен кварца (20-40%) и глауконита (60-80%) с небольшой примесью слюды и других минералов в зависимости от количества глауконита и интенсивности его окраски пески имеют более или менее яркий зеленый цвет. При выветривании, которое сопровождается разложением глауконита и образованием оксидов железа, цвет их становится ржаво-бурым. Железистые пески и песчаники обычно представляют собой кварцевые пески и песчаники, зерна которых покрыты коркой бурых железистых минералов – гётита и гидрогётита; цемент песчаников также железистый, поэтому цвет пород коричневый – от лилово-бурого до ржавокоричневого. Аркозовые пески и песчаники образуются при разрушении гранитоидов, поэтому в их состав входят кварц, полевые шпаты и небольшое количество темноцветных минералов – биотита, роговой обманки, пироксена; состав цемента песчаников разнообразен. Граувакки – темно-серые, зеленовато-бурые или зеленоватокоричневые, часто плотно сцементированные псаммиты, сложенные главным образом зернами темноцветных минералов – амфиболов, пироксенов и др. Это типичные полимиктовые образования. 30 Алевриты (рыхлые) и алевролиты (плотные) сложены частицами минералов размером от 0,1 до 0,01 мм. К алевритам относятся лёссы, супеси (алевритовый материал с песком), суглинки (алевритовый материал с глиной) и некоторые другие породы. Плотные алевролиты имеют цемент, который слабо отличается от цемента песчаников. Пелиты, или глины (греч. пелёс – глины), – большая группа пород, образующихся в результате измельчения минеральных частиц до размеров 0,01 мм и менее, происходящего в процессе перетирания и химического разложения. По основным свойствам пелиты отличаются от обломочных пород: имея малые размеры, частицы пелитов не оседают на дно под действием силы тяжести, а образуют суспензии. Глины – породы, образующие с водой пластичную массу, твердеющую при высыхании, а при обжиге приобретающую твердость камня. В сухом состоянии глины либо землистые, рыхлые, легко рассыпающиеся и растирающиеся, либо очень плотные. Насыщаясь водой, эта порода разбухает, размягчается и превращается в пластичную вязкую массу, которая при дальнейшем добавлении воды приобретает способность течь; за счет гигроскопичности она способна поглощать до 70% (по объему) воды, а после полного насыщения водой становится водоупором и не пропускает воду. Чистые глины называют жирными, а со значительной примесью песка – тощими. В зависимости от количества песка различают песчанистые глины или глинистые пески; глины с примесью карбоната кальция называют известковистыми. Каолины – белые глины, сложенные каолинитом, образующиеся при выветривании полевошпатовых пород. В коре выветривания каолины Содержат примеси зерен кварца, чешуек слюды и других устойчивых к выветриванию минералов, входящих в состав исходной породы. В коре выветривания пород, содержащих алюмосиликаты — гранитоидов и др., нередко встречаются специфические породы – бокситы. Это плотные породы, окрашенные в красные, реже в серые тона, состоящие главным образом из оксидов алюминия, часто с примесью оксидов железа, имеющие обломочную или оолитовую структуру. Аргиллиты – это плотные, твердые (твердость до 3) породы, образующиеся в результате диагенеза глин. Последние при этом утрачивают ряд признаков, таких, как пластичность и водопоглощаемость. Органогенные и хемогенные горные породы. Органогенные и хемогенные породы образуются как в водной среде, так и на поверхности суши в результате жизнедеятельности животных и растительных организмов или химических процессов, а часто тех и других процессов вместе. В связи с этим органогенные и хемогенные породы рассматриваются вместе, а классифицировать их наиболее удоб31 но по химическому составу, выделяя карбонатные, кремнистые, сернокислые и галогенные, фосфатные и углеродистые (горючие). Карбонатные породы. Среди карбонатных пород наибольшим распространением пользуются известняки и доломиты. Известняки – образования, состоящие из кальцита, часто с примесью глины и песка. По содержанию глинистых примесей различают глинистые известняки (глины<20%), известковистые мергели (>20%), мергели (30-50%) и известковистые глины (глины >50%). При увеличении количества песка в известняках их называют песчанистыми известняками или известковистыми песчаниками. При определении известняков следует прежде всего использовать реакцию с разбавленной соляной кислотой, при воздействии которой они бурно вскипают, но при этом на поверхности образца не образуется, в отличие от мергелей, грязного пятна. По происхождению известняки разделяются на органогенные и хемогенные. Органогенные известняки бывают как плотными, так и пористыми и даже кавернозными. Их органическое происхождение часто очевидно: во многих случаях они состоят из хорошо различимых раковин моллюсков, члеников морских лилий, раковин фузулинид, скелетных частей других организмов – зоогенные известняки – или из скелетных образований водорослей – фитогенные известняки. Известняки, которые состоят из полностью или почти полностью сохранившихся створок раковин пластинчато-жаберных моллюсков, или гастропод, называют ракушечниками. Биохимические известняки состоят из мельчайших зерен кальцита, выделенных бактериями; в них не наблюдается каких-либо следов органогенной структуры. Типичным примером таких пород может служить писчий мел, в котором на долю раковин, главным образом планктонных организмов, приходится 60—70% извести, а остальная масса представлена порошкообразным кальцитом химического происхождения. Хемогенные известняки встречаются достаточно часто; среди них наибольшее значение имеют микрозернистые и оолитовые разности, известковые туфы и натеки. Микрозернистые известняки имеют обычно белый или кремовый цвет и состоят из мельчайших зерен кальцита. Оолитовые известняки образованы шаровидными известковыми зернами со скорлуповатым или радиально-лучистым строением – оолитами. Известковые туфы – пористые породы, формирование которых связано с отложением кальцита водами источников, богатыми растворенной двууглекислой известью. Так же образуются и натеки, примерами которых могут служить сталактиты и сталагмиты в известняковых пещерах. 32 Мергели широко распространены и имеют большое практическое значение как сырье для цементной промышленности. Обычно это плотные породы с раковистым или неровным сколом, белой или разнообразной светлой окраской. С разбавленной соляной кислотой мергели бурно реагируют, причем на поверхности породы остается грязное пятно. Доломиты – породы, содержащие не менее 95% минерала доломита. Чистые доломиты встречаются очень редко; в основном наблюдаются различные переходы от известняков к доломитам. Известковистые доломиты содержат более 50% доломита, а доломитовые известняки менее 50%. Макроскопически отличить доломиты от известняков обычно нельзя. Диагностическим признаком является реакция с разбавленной соляной кислотой: (доломиты вскипают только будучи растертыми в порошок). Для доломитов характерен шершавый, как бы тонкопесчанистый излом. Кремнистые породы. Породы, состоящие преимущественно из кремнезема, могут иметь как органическое, так и химическое происхождение. Из кремнистых пород органического происхождения большое значение имеют диатомиты, которые представляют собой скопления микроскопических скелетов диатомовых водорослей, состоящих из опала. Диатомиты – белые или светло-желтые пористые, мягкие и легкие рыхлые породы, часто похожие на писчий мел, но, в отличие от последнего, не реагируют с соляной кислотой. Трепелы внешне неотличимы от диатомитов, но имеют коллоидно-химическое происхождение. Они состоят не из скорлупок, а из мельчайших зернышек опала, видимых только под микроскопом. Опоки – пористые кремнистые породы от серого до черного цвета, состоящие из опала с примесью кремнистых остатков мелких организмов – радиолярий, спикул губок, панцирей диатомей. Это твердые и легкие породы, при ударе раскалывающиеся на мелкие остроугольные обломки с раковистым изломом. К кремнистым породам относятся яшмы – плотные и твердые породы, сложенные скрытокристаллическим кварцем или халцедоном; часто они содержат остатки кремнистых раковин микроскопических животных – радиолярий. Обычно яшмы обладают красивой красной, красно-бурой (сургучные яшмы), зеленой или полосчатой окраской. Образуются они в результате накопления кремнистого вещества вулканического происхождения (из гидротерм на дне водоемов). Сернокислые и галогенные породы. Сернокислые и галогенные породы различаются по химическому составу, но близки по условиям формирования. Среди этих пород наиболее распространены мономинеральные разности: каменная соль, гипс и ангидрит, которые образуются в соленосных водных бассейнах. 33 Каменная соль (галит) представляет собой зернисто-кристаллическую или сливную массу; окраска ее изменяется от светлой до черной – в зависимости от примесей. Диагностические признаки: соленый вкус, легкая растворимость в воде, небольшая плотность (2100 кг/м3). Каменная соль встречается как в сплошных массах, так и в виде примесей в обломочных породах и глинах. Гипс, как и каменная соль, встречается в виде зернисто-кристаллических масс. Чистый гипс снежно-белый, желтый или розовый, но окраска может быть самая разнообразная – в зависимости от состава примесей. Гипс легко распознается по небольшой твердости и малой плотности. Часто гипс наблюдается в виде мелких зерен или друз в различных осадочных породах. Ангидрит – серая или голубовато-серая плотная порода с плотностью до 3100 кг/м3 и твердостью до 3,5 по шкале Мооса, что резко отличает его от гипса. Ангидрит встречается на глубинах более 70 м; на поверхности он вследствие гидратации переходит в гипс. Увеличиваясь при этом в объеме, гипс сминается, приобретая гофрированную текстуру. Железистые породы. Железистые породы имеют большое практическое значение. Из них наиболее распространены следующие: 1) оксиды и гидроксиды железа; 2) карбонаты железа и 3) сульфиды железа. Среди пород первой группы широко развиты и используются в промышленности оолитовые железные руды, представляющие собой скопления оолитов лимонита размером в поперечнике от 0,2 до 15 мм; эти руды часто обогащены псиломеланом – марганцевой рудой. Образуются они при выпадении гидроксидов железа из морской или пресной воды. В состав второй группы входит сидерит, который встречается в виде минеральных включений в осадочных породах или, реже, образует небольшие пласты и линзы. Из-за сложностей технологии в качестве руды используется редко. Сульфиды железа, относящиеся к третьей группе – пирит и марказит, – описаны в разделе, посвященном минералам; они также слагают иногда пласты и линзы, но большого промышленного значения эти минералы не имеют. Фосфатные породы. Осадочные породы, богатые фосфатами кальция, называют фосфоритами. Они содержат фосфат кальция в аморфном виде, примеси глины или песка. В зависимости от состава и количества примесей внешний вид фосфоритов изменяется в широких пределах. Фосфориты в основном окрашены в темные тона, но встречаются и светлые разновидности. Углеродистые породы (каустобиолиты, горючие ископаемые). В эту группу входят как органогенные, так и хемогенные породы. Из них широко распространены торфы, ископаемые угли, горючие сланцы, би34 туминозные породы и нефть. Все эти образования относятся к полезным ископаемым; большинство из них формируется в результате углефикации органических остатков. Торфы представляют собой бурую или черную массу не до конца разложившегося растительного материала, обугленного и обогащенного органическими кислотами. Торфы рыхлые, режутся лопатой; образуются они в болотах. Ископаемые угли сложены остатками растительности, которые накапливались в мелководных водоемах и болотах. В дальнейшем этот материал претерпевал сложный химический процесс углефикации, в результате которого органическое вещество постепенно теряло кислород и водород и обогащалось углеродом по следующей схеме: древесина (50% С) – торф – бурый уголь (около 70% С) – каменный уголь (82% С) – антрацит (95% С). Бурый уголь – плотная темно-бурая или черная порода с матовым или (реже) стеклянным блеском, раковистым изломом и бурой чертой. Каменный уголь – черный, с жирным блеском и черной матовой или блестящей чертой; хрупок, пачкает руки; излом раковистый. Большинство бурых и каменных углей обладает хорошо выраженной слоистостью. Антрацит отличается от каменного угля большей твердостью, ярким полуметаллическим блеском, неровным изломом и тем, что он не пачкает рук. Горючие сланцы – сланцеватые темно-серые, бурые или коричневые породы, горящие коптящим пламенем с выделением густого дыма и запаха битума. Образуются они при накоплении битумов одновременно с отложением тонких илов. Битумы представляют собой нефти и летучие горючие вещества. Процесс их образования в условиях наиболее затрудненного доступа кислорода к захороненным органическим остаткам называется битуминизацией. Нефти представляют собой жидкости от светло-желтого (легкие разновидности) до коричневато-черного (тяжелые разновидности) цвета со специфическим запахом битума и масляным блеском; ничтожные количества нефти, попавшие на воду, образуют радужные пленки. Залежи ее формируются в пористых и трещиноватых породах, которые в этих случаях играют роль коллекторов. Метаморфические горные породы Метаморфические горные породы возникают в результате преобразования ранее существовавших осадочных, магматических, а также метаморфических пород, происходящего в земной коре под воздействием эндогенных процессов. Эти преобразования протекают в твердом состоянии и выражаются в изменении минерального, а иногда и химического состава, структуры и текстуры пород. 35 Метаморфизм происходит под воздействием высокой температуры и давления, а также вследствие привноса и выноса вещества высокотемпературными растворами и газами. По преобладанию тех или иных факторов в ходе преобразования выделяется несколько различных типов метаморфизма, 1. Региональный метаморфизм вызывается высоким неравномерным давлением и высокой температурой и охватывает большие пространства. Этот процесс сопровождается перекристаллизацией и развитием новых минералов в условиях расплющивания и пластического течения горных пород, что приводит к появлению наиболее характерной для метаморфических образований ориентированности (параллельному расположению) минеральных частиц. Таково происхождение большинства метаморфических пород. 2. Динамометаморфизм возникает под воздействием давления в условиях невысоких температур и заключается в интенсивном дроблении горных пород и минеральных зерен без существенной их перекристаллизации. 3. Контактовый метаморфизм обусловлен действием высокой температуры, паров и растворов, связанных с внедрением магматического расплава. Он проявляется вдоль границ магматических тел и имеет местное значение в преобразовании вмещающих пород, изменении их структуры, текстуры и состава. 4. Пневматолитовый и гидротермальный метаморфизм развивается при интенсивном привносе в породу новых веществ горячими водными растворами и газовыми эманациями, поднимающимися из остывающего магматического очага. При этом происходит изменение не только минерального, но и химического состава пород. При очень интенсивном привносе новых веществ и замещении первичных минералов химически активными веществами возникает особый вид метаморфизма – метасоматоз. Основные отличительные признаки метаморфических горных пород. Главнейшее отличие метаморфических пород от магматических и осадочных заключается в их минеральном составе, а также структурных и текстурных особенностях. 1. По минеральному составу метаморфические породы состоят лишь из минералов, устойчивых в условиях высоких температур и давления. К ним относится большинство минералов магматических пород: кварц, альбит и другие плагиоклазы, калиевый полевой шпат (микроклин), слюды – мусковит и биотит, роговая обманка, пироксен (авгит), магнетит, гематит, а также характерный минерал осадочных пород – кальцит. Кроме того, в метаморфических породах распространены мине36 ралы, типичные только для них, – серицит, хлорит, актинолит, тальк, серпентин, гранат, графит и др. 2. Структура. Метаморфические породы обладают кристаллической структурой, причем особенно характерны листоватая, чешуйчатая, игольчатая и таблитчатая формы зерен, реже породы зернистокристаллические. Имеются также слабометаморфизованные скрытокристаллические и переходные разности, содержащие участки первичных пород некристаллического строения. По величине зерен различают крупнокристаллическую структуру (диаметр частиц >1 мм), средне- (0,25-1 мм) и мелкокристаллическую (<0,25 мм). 3. Текстурные особенности относятся к важнейшим отличительным признакам метаморфических пород. По взаимному расположению и типам зерен выделяются следующие текстуры: сланцеватая с параллельным расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов (рис. 20, а): гнейсовая – с параллельным расположением таблитчатых минералов при малом содержании чешуйчатых частиц (рис. 21, а); полосчатая – с чередованием полос различной толщины и различного минерального состава; волокнистая – с вытянутыми примерно в одном направлении волокнистыми и игольчатыми минералами; очковая – с рассеянными в породе более крупными овальными зернами или агрегатами, обычно выделяющимися по цвету (рис. 20, б); плойчатая – в случае присутствия в породе очень мелких складок (рис. 21, б), беспорядочная – с неориентированным расположением зерен обычно округло-неправильной формы; массивная – в случае прочного сложения породы при плотном, связаном соединении минеральных зерен (текстура породы может быть при этом также полосчатая, беспорядочная или гнейсовая). Рис. 20 Текстуры метаморфических горных пород: а – сланцеватая (кристаллический сланец), б – очковая (гнейсы). 37 Рис. 21 Текстуры метаморфических горных пород: а – гнейсовая (гнейсы), б – плойчатая (кристаллический сланец). Породы регионального метаморфизма. В зависимости от состава и структуры исходных пород при региональном метаморфизме возникают определенные виды метаморфических пород, которые по мере увеличения температуры и давления претерпевают закономерные изменения состава, структуры и текстуры. При этом формируются характерные ряды пород, представляющих собой последовательные этапы преобразования исходной породы. Особенно значительные изменения испытывают глинистые породы. Еще в процессе диагенеза глины уплотняются, обезвоживаются и превращаются в аргиллиты, отличающиеся от глин тем, что они не размокают в воде. На начальной стадии метаморфизма в условиях низких температур под воздействием тектонического давления аргиллиты претерпевают рассланцевание (динамометаморфизм) и превращаются в аргиллитовые сланцы. В глинистом материале возникают скопления мельчайших зерен кварца, микроскопические чешуйки слюды (серицита) и хлорита, кристаллы пирита, углистые частицы. Сланцы обычно сохраняют окраску исходных глин. При возрастании количества кристаллических частиц порода твердеет, превращаясь в кровельные, или аспидные сланцы. Дальнейшее усиление метаморфизма, связанное с повышением температуры приводит к полной перекристаллизации глинистого веще38 ства с образованием филлитов. Они состоят из тонкочешуйчатой массы серицита, хлорита и кварца. При повышении температуры и дальнейшем увеличении давления филлиты переходят в кристаллические сланцы. В зависимости от состава исходных глин и температурного режима это могут быть слюдяные, хлоритовые или хлорит-слюдяные сланцы. Кристаллические сланцы часто содержат также гранаты, графит, образующийся из углистого вещества, и другие минералы. На самой высшей стадии метаморфизма глинистые породы превращаются в гнейсы. Вместо хлорита и слюды, которая сохраняется в небольшом количестве, в гнейсах преобладают полевые шпаты – микроклин и плагиоклаз, широко развит кварц, присутствуют биотит и мусковит, иногда амфиболы, пироксены гранаты. По минеральному составу гнейсы близки к гранитам, от которых отличаются ориентированной гнейсовой текстурой. Существенно иные породы формируются при метаморфизме песчаников. Кварцевые песчаники с кремнистым цементом при метаморфизме превращаются в кварциты. Они состоят целиком из неправильных зерен кварца, которые иногда почти неразличимы (сливные кварциты). Кварцевые песчаники с глинистым цементом преобразуются в слюдянокварцитовые сланцы с тонкими прослойками слюды по сланцеватости. Аркозовые песчаники, богатые зернами полевого шпата, переходят сначала в кварцитовидные песчаники, а при высокой степени метаморфизма – в гнейсы, отличающиеся более равномерной зернистостью и повышенным содержанием кварца. Гнейсы и сланцы, образующиеся при метаморфизме осадочных пород (глин и песчаников), называются парагнейсами и парасланцами. Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы. Последние состоят из кальцита, имеют зернисто-кристаллическую структуру и обычно массивную, иногда неясную полосчатую текстуру. Характерна белая или светло-серая окраска. Кремнистые породы – опоки, яшмы – преобразуются в мелкозернистые кварциты, отличающиеся весьма равномерной слабо различимой зернистостью. В результате метаморфизма кислых и средних магматических пород – гранитов, диоритов и других – формируются гнейсы и слюдяные сланцы. В отличие от аналогичных пород, возникающих при метаморфизме осадочных образований, они носят название ортогнейсов и ортосланцев. Продуктами изменения габбро и базальтов на низшей стадии метаморфизма являются зеленые сланцы, сложенные хлоритом, эпидотом, актинолитом и альбитом. Далее они переходят в амфиболиты – массивные крепкие породы сланцеватой или волокнистой текстуры темносерого (до черного) цвета, состоящие из роговой обманки и плагиоклаза. 39 На высшей ступени метаморфизма амфиболиты переходят в гранатовые амфиболиты и эклогиты. Эклогиты образуются при очень высоких давлениях, поэтому они характерны для глубоких зон метаморфизма. Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) превращаются в змеевики (серпентиниты) и тальковые сланцы. Породы динамометаморфизма. Под действием тектонического давления возникают тектонические брекчии и милониты. Тектонические брекчии образованы угловатыми или линзовидными обломками раздробленных первичных пород самой различной величины, сцементированными мелкораздробленным материалом тех же пород. Для них характерно отсутствие слоистости и однообразие состава обломков. Милониты представляют собой породы, состоящие из мелкоперетертого материала первичных пород. Текстура их сланцеватая тонкополосчатая, нередко очковая. Породы контактового метаморфизма. Контактовый метаморфизм выражается преимущественно в интенсивной перекристаллизации пород, протекающей под действием высокой температуры без заметного участия давления. Поэтому для возникающих в ходе этого процесса пород, носящих название роговиков. Роговики – очень крепкие мелкозернистые породы массивной текстуры, в которых иногда встречаются крупные кристаллы отдельных минералов. Песчано-глинистые породы переходят в биотитовые роговики, состоящие из кварца и биотита, а также полевого шпата, магнетита, граната и др. Основные и средние породы на контакте с гранитными интрузиями преобразуются в амфиболовые роговики, сложенные амфиболом и плагиоклазом. Карбонатные породы превращаются в известково-силикатные роговики. Карбонатные породы могут переходить и в мраморы, если метаморфизм протекает без привноса вещества. Цвет роговиков определяется окраской господствующих минералов. Обычно они серые, черные или темно-зеленые. Породы пневматолитового и гидротермального метаморфизма. При этом типе метаморфизма формируются скарны и грейзены. Скарны возникают на контакте карбонатных и интрузивных пород в результате контактово-метасоматических процессов, протекающих при воздействии послемагматических растворов. Эти породы имеют важное практическое значение, так как к ним приурочены месторождения многих полезных ископаемых – меди, железа, полиметаллов, молибдена, вольфрама, олова. Главные породообразующие минералы скарнов — пироксены, плагиоклазы, крабонаты и рудные минералы. Грейзены образуются за счет гранитов или песчано-глинистых пород. Они состоят из кварца и светлой слюды имеют крупнокристаллическую структуру. 40 ОСНОВНЫЕ ВИДЫ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ. Недра земли богаты различными полезными ископаемыми. Полезные ископаемые – это минеральные образования земной коры, которые могут эффективно использоваться в хозяйстве. Скопления полезных ископаемых образуют месторождения. Месторождением полезного ископаемого называется участок земной коры, в котором в результате тех или иных геологических процессов произошло накопление минерального вещества, по количеству, качеству и условиям залегания пригодного для промышленного использования. Полезные ископаемые бывают газообразные, жидкие и твердые. К газообразным принадлежат скопления в недрах земли горючих газов углеводородного состава и негорючих, инертных газов, таких, как гелий, неон, аргон, криптон и др. К жидким относятся месторождения нефти и подземных вод. К твердым принадлежит большинство полезных ископаемых, которые используются как месторождения элементов или их соединений (железа, золота, бронзы и т. п.), кристаллов (горный хрусталь, алмаз и др.), минералов (ископаемые соли, графит, тальк и т. п.) и горных пород (гранит, мрамор, глина и т. п.). По промышленному использованию месторождения полезных ископаемых разделяются на рудные, или металлические; нерудные, или неметаллические; горючие, или каустобиолиты, и гидроминеральные (таб. 2). Рудные месторождения в свою очередь подразделяются на месторождения черных, легких, цветных, редких, радиоактивных и благородных металлов, а также рассеянных и редкоземельных элементов. Нерудные месторождения распадаются на месторождения химического, агрономического, металлургического, технического и строительного минерального сырья. Месторождения горючих полезных ископаемых принято разделять на месторождения нефти, горючих газов, углей, горючих сланцев и торфа. Гидроминеральные месторождения разделяют на подземные воды питьевые, технические, бальнеологические, или минеральные, и нефтяные, содержащие ценные элементы в количестве, пригодном для их извлечения (бром, йод, бор, радий и др.). Минеральное сырье используется для нужд промышленности как непосредственно, без предварительной переработки, так и для извлечения из него ценных, необходимых народному хозяйству природных химических соединений или элементов. В последнем случае оно называется рудой. 41 Таблица 2 Промышленная систематика месторождений полезных Металлические Неметаллические Месторождения элементов или их соединений Месторождения минералов Месторождения кристаллов Руды металлов Металлургическое и теплоизоляционное сырье Химическое и агрономическое сырье Техническое сырье и драгоценные камни Пьезооптическое сырье Черных металлов: Fe, Ti, Cr, Mn. Легких металлов: Al, Li, Be, Mg. Цветных металлов: Cu, Zn, Pb, Sb, Ni. Редких и малых металлов: W, Mo, Sn, Co, Hg, Bi, Zr, Cs, Nb, Ta. Благородных металлов: Au, Ag, Pt, Os, Ir. Радиоактивных металлов: U, Ra, Th. Рассеянных элементов: Sc, Ga, Ge, Rb, Cd, In, Hf, Re, Te, Po, Ac. Редкоземельных элементов: La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu. Флюсы Плавиковый шпат Кальцит и доломит Полевой шпат и кварц Нефелин Химическое сырье Галолиты (соли) Сера самородная Серный колчедан Арсенопирит Реальгар Аурипигмент Флюорит Барит Витерит Алунит Целестин Стронцианит Кальцит Арагонит Диэлектрики Мусковит Флогопит Пьезокристаллы Пьезокварц Турмалин Огнеупоры и теплоизоляторы Графит Хромит Хрпзотиласбест Вермикулит Тальк и тальковый камень Магнезит Кварцит Боксит Высокоогнеупоры Андалузит Силлиманит Кианит (дистен) Диаспор Дюмортьерит Агрономическое сырье Апатиты Фосфориты Калийные соли Селитры Бораты Датолит Турмалин Глауконит 42 Абразивы Алмаз Корунд Топаз Гранаты Кварц Кристаллы самоцветы Алмаз Изумруд Аквамарин Александрит Рубин Шпинель Топаз Аметист и др. Оптические минералы Оптический флюорит Исландский шпат Оптический кварц ископаемых (по Н. Ермакову с дополнениями). Горючие Месторождения аморфных и скрытокристаллических веществ Поделочное сырье и цветные камни Агаты Опалы Обсидиан Халцедон Яшма Родонит (орлец) Малахит Лазурит Нефрит (и жадеит) Агальматолит Селенит Ангидрит Янтарь (и каури) Месторождения горных пород Строительные материалы и стекольнокерамическое сырье Твёрдое топливнохимическое сырьё Строительные материалы Строительные камни (стеновые,кровельные, дорожные, бутовые) Облицовочные камни (мраморы, граниты, лабрадориты и др.) Каменные кислотоупоры (андезиты, фельзиты и др.) Сырье для каменного литья (диабазы, базальты и др.) Вяжущие материалы (мергель, известняк, глина, гипс) Наполнители (гравий, песок и др.) Гидравлические добавки (трассы, пемза, диатомиты и трепелы, менилитовые сланцы и др.) Минеральные краски (мел, охра, мумия) Стекольнокерамическое сырье Стекольные пески Пегматиты Глины и каолин Гуммиты Торф Лигнит Бурый уголь Каменный уголь Антрацит 43 Полу сапропе литы Гагат Полубогхед Сапропелиты Богхед Горючие сланцы Асфальтит Антраксолит Озокерит Гидро- и газоминеральные Месторождения жидкостей и газов Топливнохимическое сырьё Нефть тяжелая нафтеновая Нефть легкая парафиновая Горючий газ Рассолы, воды и газы Пресные воды питьевого и технического снабжения Минеральные бальнеологические воды (углекислые, сероводородные, радиоактивные и др.) Соляные воды источников Нефтяные воды с Br, J, B, Ra и др. Озерные рассолы Минеральные грязи и илы Негорючие, инертные газы He, Ne, Ar, Kr и др. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ВРЕМЯ. В геологии существует два понятия о возрасте пород: относительный и абсолютный. Относительный возраст пород, слоёв определяется по отношению к другим – одни старше, другие моложе. Абсолютный – это возраст пород в единицах летоисчисления, как правило, миллионы, десятки и сотни миллионов лет. В настоящее время разработано несколько методов определения относительного возраста горных пород, которые можно объединить в две группы: палеонтологические и непалеонтологические. Основную роль играют палеонтологические, поскольку они универсальны и применяются повсеместно, за исключением случаев, когда в породах отсутствуют органические остатки. Сущность палеонтологических методов заключается в изучении остатков древних вымерших организмов. В процессе эволюции возникали новые, более высокоорганизованны группы организмов, прежние же формы видоизменялись или вымерили. В связи с этим, каждому слою горных пород присущ свой комплекс органических остатков, причем, чем моложе слой, тем больше в нем остатков высокоорганизованных животных или растений. В случаях, когда в горных породах отсутствуют органические остатки, либо на предварительном этапе геологических исследований, в практике геологоразведочных работ широко используются непалеонтологические методы определения относительного возраста горных пород. Наиболее распространёнными являются: стратиграфический, литологический, тектонический и геофизический методы. Суть стратиграфического метода состоит в том, что возраст пласта при нормальном залегании слоев определяется его положением в разрезе, т.е. нижележащие пласты являются более древними. Если относительная геохронология позволяет определить последовательность образования горных пород, то их возраст в единицах времени определяет абсолютная геохронология. Определение абсолютного возраста горных пород основано на методах ядерной физики. Установлено, что скорость радиоактивного распада элементов постоянна и не зависит от условий, существовавших и существующих на Земле. При формировании кристаллических решеток минералов, содержащих радиоактивные элементы, создается закрытая система, в которой начинают накапливаться продукты радиоактивного распада. Зная скорость этого процесса, можно оценить возраст минерала. Например, если период полураспада радия составляет 1590 лет, то полный распад элемента происходит за время, примерно в 10 раз превосходящее период полураспада. Ведущими методами ядерной геохронологии являются свинцовый, калий-аргоновый, рубидиево-стронциевый и радиоуглеродный. 44 На основе методов ядерной геохронологии удалось определить возраст Земли, а так же продолжительность эр и периодов. ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА. Геохронологическая шкала отражает историю развития земной коры. В геохронологической шкале приняты следующие временные и соответствующие им стратиграфические (от лат. стратум – слой) подразделения. Подразделения по времени (геохронологические) Эон Эра Период Эпоха Век Подразделения по возрасту отложений (стратиграфические) Эонотема Эратема (группа систем) Система Отдел Ярус Наиболее длительным по времени является эон (греч. – длительный промежуток времени). В геологической истории Земли выделяется три эона: архей (греч. архео – древний), протерозой (греч. протерос – первый) и фанерозой (греч. фанерос – явный). Весь огромный отрезок геологического времени (более 3,2 млрд. лет) и комплексы пород, соответствующие архею и протерозою, часто объединяют под общим названием докембрий. Деление эонов возможно не всегда. Архей до настоящего времени остается нерасчлененным, а протерозой разделен на ранний и поздний. Последний расчленяется на рифей и венд. В фанерозое выделяется три эры (и соответствующие им эратемы (группы систем)): палеозойская эра – эратема (греч. паляйос – древний), мезозойская эра – эратема (греч. мезос – средний) и кайнозойская эра – эратема (греч. кайнос – новый). Подразделения эр (эратем) указаны в табл. 3, где приведены абсолютный возраст, геохронологические подразделения и индексы для условных обозначений, а в последней колонке указана условная окраска, применяемая при изображении стратиграфических подразделений на геологических картах и разрезах. Названия систем и соответствующих им периодов даны либо по названию местности, где отложения соответствующего возраста были впервые установлены (пермская), либо по характерным особенностям отложений (каменноугольная, меловая), либо по народностям, населявшим ту или иную территорию (силурийская), либо по характеру внутренних подразделений (триас – тройной). 45 Таблица 3. Геохронологическая шкала. Эон Эра Подгруппа Возраст Период (длительность) млн. лет Четвертичный 1,7-1,8 Q 65 Кайнозойская KZ 23 (22) Эпоха Цветовое обозначение Бледносерый Голоцен Q1 Плейстоцен Q2 Эоплейстоцен Q3 Неогеновый Поздненеогеновая Жёлтый N (плиоценовая) N2 Ранненеогеновая (миоценовая) N1 Палеогеновый ПозднепалеоОрангеновая жевоP (олигоценовая) жёлтый P3 Среднепалеогеновая (эоценовая) 65 (41) P2 Фанерозой Раннепалеогеновая (палеоценовая) P1 165 Меловой К Юрский J Триасовый Т 230 (40-45) 285 (50-60) 165 Поздний палеозой РZ2 Палеозойская РZ Мезозойская МZ 135 (70) 190 (55-60) 350 (50-60) Пермский Р Каменноугольный С 46 Позднемеловая К2 Зелёный Раннемеловая К1 Позднеюрская J3 Синий Среднеюрская J2 Раннеюрская J1 Позднетриасовая ФиолеТ3 товый Среднетриасовая Т2 Раннетриасовая Т1 Позднепермская ОранР2 жевокоричРаннепермская невый Р1 ПозднекаменноСерый угольная С3 Среднекаменноугольная С2 Раннекаменноугольная С1 Продолжение таблицы 3 Эон Эра Подгруппа Возраст (длительность) млн. лет Девонский D 435 (25-30) Силурийский S 480 (45-50) Ордовикский О 165 Раний палеозой РZ1 Палеозойская РZ Фанерозой Поздний палеозой РZ2 405 (65) Период Кембрийский Є 1080 680 (90-110) 950 Поздний протерозой РR2 Ранний протерозой РR1 Протерозой PR 570 (90-100) 1650 (9701000) Вендский V Эпоха Цветовое обозначение Позднедевонская КоричD3 невый Среднедевонская D2 Раннедевонская D1 Позднесилурийская S2 Раннесилурийская S1 Позднеордовикская О3 Среднеордовикская О2 Раннеордовикская О1 Позднекембрийская Є3 Среднекембрийская Є2 Раннекембрийская Є1 Светлозелёный Оливковый Тёмнозелёный Сиреневорозовый Рифейский R 2600 3800 1200 Архей АR Розовый 47 В четвертичном периоде (системе) из-за его малой длительности выделяются особые подразделения, именуемые разделами и звеньями. Ранний из разделов именуется эоплейстоценом, средний – плейстоценом, а поздний – голоценом. На геологических картах используются следующие деления стратиграфических единиц: группы, системы, отделы, ярусы. Не следует смешивать подразделения стратиграфические и геохронологические. Например, нельзя сказать, что «человек появился в четвертичной системе». Правильным будет выражение «человек появился в четвертичном периоде». Нельзя говорить: «породы каменноугольного периода», надо: «породы каменноугольной системы». Временные подразделения, соответствующие нижнему, среднему и верхнему отделам какой-либо системы, необходимо именовать как ранняя, средняя, поздняя эпохи (например, раннеюрская эпоха или ранняя юра и т.д.). Нельзя говорить: «нижнеюрская или верхнеюрская эпоха», так как время не может быть нижним и верхним. Деление на нижнее, среднее и верхнее – чисто стратиграфическое, относящееся к последовательности наслоения, образования пород и употребляемое на колонках, разрезах и картах. Например, для раннеюрской эпохи на карте указывается нижний отдел юрской системы. 48 СЛОЙ И СЛОИСТОСТЬ. Слоем называется более или менее однородный, первично обособленный осадок (или горная порода), ограниченный поверхнос тями наслоения. Помимо термина «слой», в практике употребляется термин «пласт». Пласт может заключать в себе несколько слоев. Однородность слоев может быть выражена в составе, окраске, текстурных признаках. Поверхности, разграничивающие слои или пласты, обычно бывают неровными. Они называются поверхностями наслоения. Верхняя из них — кровля слоя, а нижняя — подошва. Расстояние между кровлей и подошвой слоя (или пласта) характеризует его мощность. Различают три вида мощностей: истинную, видимую и неполную (рис. 22). Истинной мощностью называется кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой. Расстояние между кровлей и подошвой, отличное от нормального, составляет видимую мощность. Рис 22. Мощность слоя: а-а—истинная, 6-6, в-в — видимая, г-г, д-д—неполная; Если измеряют расстояние от кровли или подошвы слоя (или пласта) до любой поверхности, находящейся внутри слоя (пласта), то говорят о его неполной мощности. Очень редко удается замерить истинную мощность непосредственно в обнажении. В огромном большинстве случаев мы наблюдаем видимую мощность, а истинную приходится вычислять. При горизонтальном залегании и выровненном рельефе земной поверхности для определения мощности пород проходят выработки или бурят скважины. Если рельеф неровный, то истинную мощность горизонтально залегающего слоя можно получить путем расчетов. Установив тем или иным способом абсолютные отметки кровли и подошвы, вычисляют разность между ними, которая и будет составлять истинную мощность (например, абсолютная отметка кровли пласта 187 м, а подошвы— 163 м; тогда h = 187—163 = 24 м.). 49 НЕСОГЛАСИЯ. Возможны два случая соотношения слоистых толщ. В первом каждая вышележащая толща без каких-либо следов перерыва в накоплении осадков налегает на подстилающие породы, образуя согласное залегание слоев. Во втором случае между вышележащей и подстилающей ее толщами стратиграфическая последовательность прерывается, в результате чего появляется стратиграфическое несогласие. Отсутствие тех или иных пород в разрезе обычно связывается с прекращением осадкообразования, вызываемого положительными движениями земной коры или подводными течениями, при которых наступают разрушение и размыв ранее сформировавшихся пород или осадки просто не отлагаются. Стратиграфические несогласия по ряду признаков могут быть разделены на несколько различных видов. Особенно важны угловые несогласия, выражающиеся в том, что поверхность несогла сия срезает под углом различные горизонты относительно более древней толщи и располагается более или менее параллельно сло ям верхней молодой толщи. При угловом несогласии как верхняя, так и нижняя толщи, разделенные поверхностью несогласия, залегают различно. Важное значение имеет угол несогласия, составленный поверхностями наслоения нижней и верхней несогласно залегающих толщ (рис. 23). В том случае, если угол несогласия меньше 30°, говорят о слабом угловом несогласии; в других случаях угловое несогласие называется ре зким. Рис. 23. Изменение величины углового несогласия в различных частях складки. 50 ТИПЫ ТЕКТОНИЧЕСКИХ НАРУШЕНИЙ. Все формы тектонических нарушений первоначального залегания горных пород делятся на три типа: 1) наклонное; 2) складчатое, или так называемое пликативное, характеризующееся изгибами слоев без разрыва их сплошности; 3) разрывное, или дизъюнктивное, при котором слои или массивы пород в результате образования в них разрывов теряют сплошность. Нередко тиры тектонических нарушений сочетаются и наклонные или складчатые формы осложняются разрывными нарушениями. 1. Наклонное залегание. Простейшим видом тектонических нарушений является наклонное залегание слоев, частным случаем которого может быть моноклинальное залегание. Моноклинально залегающими называются слои в пределах некоторого участка, наклоненные строго, в одну сторону и имеющие постоянный угол падения. Если такое залегание наблюдается на значительном протяжении, то говорят о моноклинальной структуре, или моноклинали, т. е. выделяют самостоятельную тектоническую структуру. Элементы залегания слоя. Для точной характеристики геологической структуры необходимо иметь представление о залегании слоев, т. е. о положении их в пространстве относительно стран света и горизонтальной поверхности Земли. С этой целью введено понятие об элементах залегания слоя, которыми являются простирание, падение и угол падения. 1. Простирание — это протяженность слоя на горизонтальной поверхности Земли. Оно определяется ориентировкой линии простирания. Линия простирания слоя — любая горизонтальная линия, лежащая в плоскости наслоения, т. е. линия пересечения подошвы или кровли слоя с горизонтальной плоскостью (рис. 24, линии аб, а 1б1, а2б2). В тех случаях, когда слой плоский, линия простирания представляет собой прямую линию. Если слой изгибается по простиранию, то соответственно будет изгибаться и линия простирания. В этом случае простирание в каждой точке может быть измерено по_касательной к этой точке. 2. Падение слоя определяется двумя показателями: направлением падения и углом падения. Направление падения слоя (или любой плоскости) характеризуется, ориентировкой его линии падения по отношению к странам света и определяется азимутом линии падения. Линия падения слоя (рис. 24, / линия вг) — это линия наибольшего наклона подошвы или кровли слоя. Она перпендикулярна к линии простирания, лежит на плоскости наслоения и направлена в сторону 51 ее наклона. Другая линия, лежащая в плоскости наслоения и перпендикулярная к линии простирания, но направленная вверх, в сторону, обратную линии падения, называется линией восстания слоя (рис. 24, линия вд). 3. Угол падения — это двугранный угол между плоскостью наслоения и горизонтальной плоскостью, или вертикальный линейный угол между линией падения (вг) и ее проекцией (ве) на горизонтальную плоскость (рис. 24, углы L 1 и L 2 ). Рис. 24. Элементы залегания слоя. 2. Складчатые нарушения. Складками называются изгибы слоев горных пород. Складка может иметь любое положение в пространстве. Складки образуются в результате движений слоев горных пород под воздействием различных сил. Они имеют весьма разнообразные формы и размеры. Складчатые формы возникают не только в слоистых породах: в складки могут быть смяты плоские и линзообразные тела и массивы изверженных горных пород. Элементы складок. В каждой складчатой форме выделяются следующие ее части или элементы (рис. 25). Крылья - боковые части складки, представляющие собой две более или менее ровные, часто плоские противоположные части изогнутого слоя или тела горных пород. Замок — участок перегиба или перехода одного крыла складки в другое, т. е. смыкания крыльев складки. Ядро — внутренняя часть складки, заключенная между ее крыльями и замком. Угол складки, или угол при вершине складки, составлен продолженными до пересечения поверхностями ее крыльев. Вершиной 52 складки называется точка максимального перегиба на поперечном сечении замка складки. Осевая плоскость (поверхность) — плоскость или поверхность, делящая складку вдоль на две части так, что угол при вершине складки делится ею пополам. Шарнир складки — след от пересечения поверхности любого слоя складки осевой плоскостью (поверхностью). Ось, или осевая линия складки, — линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. Рис. 25. Схематическое изображение двух смежных складок с указанием их элементов. Угол падения крыла складки измеряется линейным (плоским) углом, составленным линией падения поверхности крыла и ее проекцией на горизонтальную плоскость. Типы складок. Все складчатые формы делятся по расположению в них слоев горных пород на две группы: антиклинальных и синклинальных складок. Антиклинальная складка характеризуется тем, что, какую бы она ни имела форму, ее ядро всегда будет слагаться относительно более древними слоями, чем крылья. Синклинальная складка имеет в ядре относительно более молодые породы, чем на крыльях. 53 Пo одному только признаку наклона слоев на крыльях, т. е. по наклону их к ядру или от ядра, нельзя отличить антиклинальную форму от синклинальной (рис. 26, I). Поэтому определять форму складки надо всегда стратиграфическим способом — по последовательности наслоения и возрасту пород на крыльях и в ее ядре. По положению осевой поверхности и падению крыльев различают следующие типы складок (рис. 26, //). Прямые складки (нормальные, или симметричные) имеют вертикально расположенные осевые поверхности и, следовательно, одинаковые углы падения крыльев. У косых складок осевая поверхность наклонена, их крылья падают в противоположные стороны под разными углами; опрокинутые складки (или наклонные) обладают наклонной или очень пологонаклонной осевой поверхностью, а крылья их падают в одну сторону; лежачие складки характеризуются горизонтальным или почти горизонтальным расположением осевых поверхностей; перевернутые складки (ныряющие) имеют осевую поверхность, изгибающуюся относительно вертикального положения на угол, больший 900. Вершина или замок такой складки направлены к ее основанию. По углу при вершине и одновременно по степени сжатия крыльев выделяются открытые, или обычные простые, складки, в которых угол при вершине всегда меньше 180о (рис. 26, ///). Открытыми могут быть прямые, косые, опрокинутые, лежачие и перевернутые складки. В сжатых, или изоклинальных, складках крылья расположены параллельно или почти параллельно. Угол при вершине такой складки равен нулю или имеет близкую к этому величину. Изоклинальными могут быть прямые, опрокинутые, лежачие и перевернутые складки. Косая складка не может быть изоклинальной, так как ее крылья не параллельны и должны обладать различным падением. Пережатые, или веерообразные, складки имеют пережатое ядро. Веерообразные складки могут быть; прямые, косые, редко встречаются наклонные и еще реже лежачие. По соотношению высоты с шириной выделяются плоские складки (низкие, широкие), в которых ширина значительно больше их высоты, высокие (узкие), в которых высота больше ширины, и равномерные (средние), в которых отношение высоты к ширине примерно 1:1 — 1:2 (рие. 26, IV). Сложные складки: ступенчатая (коленообразная) складка, или флексура (рис. 27, /). Она представляет собой сочетание двух перегибов (антиклинального и синклинального) в горизонтальных или пологонаклонных слоях пород. Складки с широким плоским замком и крутыми крыльями, изогнутыми коленообразно, называются сундучными, или коробчатыми (рис. 27, II). 54 Рис. 26. Типы складок: I – по расположению слоёв: а – антиклинальная, б – синклинальная; II – по положению осевой поверхности и падению крыльев; III – по углу при вершине и степени сжатия крыльев; IV – по соотношению высоты с шириной. 55 Сложными складками, слои которых нарушены в замковой части разрывами, возникшими при поднятии и протыкании их пластическими породами ядра (соль, гипс, мягкие глины), являются диапировые складки (рис. 27, III); с ними и с подстилающими подсолевыми толщами часто связаны газонефтяные месторождения. Ядро диапировой складки называют ядром протыкания. Оно часто имеет столбо-, штокообразную и даже расширяющуюся кверху, в виде перевернутой капли, форму. Для диапировых складок характерны уменьшение мощности слоев над ядром протыкания и разрывы их. Если в нижней части складки ядро протыкает слои пород, то в верхней слои могут только изгибаться над ядром. Диапировые складки представляют собой переходные или смешанные тектонические формы от плика тивных (сплошных) к дизъюнктивным (разрывным) типам нарушений. Рис. 27. Типы складок: / — ступенчатые или коленообразные — флексуры; // — сундучные (коробчатые); /// — диапировые (а - ядра протыкания). 56 3. Разрывные нарушения. Разрывы в горных породах весьма многочисленны. Различают трещины, представляющие собой расколы, вдоль которых не про исходит заметных перемещений, и разрывы, вдоль которых отделившиеся блоки горных пород смещаются относительно друг друга. В разрывных нарушениях выделяют следующие главные элементы: поверхность разрыва, или сместитель, сместившиеся блоки, или крылья, и величину смещения, или амплитуду. Наиболее обычны среди разрывов со смещениями сбросы, взбросы, сдвиги, надвиги (рис 28). Рис 28. Сбросы и взбросы. Элементы разрывного нарушения в сбросе и взбросе: I – схема строения сброса: А – относительно приподнятый (лежачий) блок, Б – относительно опущенный (висячий) блок, Г-Г – сместитель, α – угол падения сместителя, а-б – истинное смещение; II – схема строения взброса: А – относительно приподнятый (висячий) блок, Б – относительно опущенный (лежачий) блок, Г-Г – сместитель, α – угол падения сместителя, а-б – истинное смещение. 57 К сбросам относятся нарушения, у которых сместитель наклонен в сторону опущенного блока (рис 28, I). По углу наклона сместителя различают следующие сбросы: пологие (с углом падения сместителя до 45°), крутые (от 45до 80°) и вертикальные (от 80 до 90°). Взбросами называются нарушения, в которых поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону приподнятого, блока (рис 28, II). Они так же делят по углу падения сместителя, как и сбросы. Структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых опущены и сложены на земной поверхности более молодыми породами, чем породы, обнажающиеся в их краевых приподнятых частях, называются грабенами (рис. 29, /, /'). В противоположность грабену горсты представляют собой структуры, центральные части которых (также ограниченные сбросами или взбросами) относительно приподняты и на поверхности земли сложены более древними породами, чем породы, выходящие на поверхность в краевых опущенных частях (рис. 29, //, II'). Рис. 29. Схемы строения грабенов (/, /') и горстов (//, //') на разрезах. Структуры, образованные: /, // — сбросами; I'll' — взбросами; индексами указан возраст пород. 58 Следующую группу разрывов образуют сдвиги. К ним принадлежат все разрывы, смещения блоков в которых происходят в горизонтальном направлении. По углу падения сместителя сдвиги делятся на горизонтальные, пологие, крутые и вертикальные, а по относительному перемещению крыльев — на правые и левые (рис. 30, /). Особую группу разрывов составляют надвиги и поддвиги. К ним относятся разрывы взбросового строения, тесно связанные со складками. По углу падения сместителя различают три вида надвигов (рис. 30, //): крутые (с углом падения сместителя более 45°), пологие (менее 45°) и горизонтальные (с приблизительно горизонтальным расположением сместителя). Рис. 30. Сдвиги и надвиги в плане и на разрезе: / — различные виды сдвигов: а -- вертикальный, б — наклонный, а — горизонтальный, г — левый, д — правый (Н — наблюдатель; жирная линия — сместитель); //—различные виды надвигов на разрезах: а крутой, б — пологий, в — горизонтальный. 59 Помимо описанных разрывов, имеющих обычно местное, локальное распространение, в земной коре развиваются и крупные, региональные, разрывные структуры, протягивающиеся на десятки и многие сотни километров. К ним относятся тектонические покровы и глубинные разломы. Тектонические покровы, или шарьяжи, представляют собой крупные надвиги, по которым вдоль пологих или горизонтальных поверхностей перемещаются не отдельные складки, а целые складчатые комплексы. В покровах выделяются перемещенные массы верхнего (надвинутого) крыла, называемые аллохтоном, и оставшиеся на месте массы нижнего (перекрытого) крыла — автохтон. Глубинные разломы — это линейные зоны, в которых сосредоточены разрывы, интенсивная складчатость и трещиноватость. Они характеризуются большой протяженностью, относительно малой шириной (километры или первые десятки километров), значительной глубиной проникновения (нередко ниже подошвы земной коры) и длительным развитием (несколько периодов или даже целые эры). 1. 2. 3. 4. 5. 6. Литература Бондарев В.П. Геология. Лабораторный практикум. Полевая геологическая практика: Учеб. пособие для студентов учреждений среднего профессионального образования. М.: ФОРУМ: ИНФРА-М, 2002. 190с. Геология: Учеб. для эколог. специальностей вузов / Н.В. Короновский, Н.А. Ясманов. –М.: Изд. Центр «Академия», 2003. -448 с. Добровольский В.В. Геология: Учеб. для студ. высш. учеб. заведений. –М.: Гуманит. изд. центр ВЛАДОС, 2001. -320 с.: ил. Карлович И.А. Геология: Учебное пособие для вузов. –М.: Академический Проспект, 2004. -704 с. Основы геологии: Учеб. для географ. специальностей вузов / Н.В. Короновский, А.Ф. Якушова. –М.: Высш. шк., 1991. -416 с. Пособие к лабораторным занятиям по общей геологии: Учеб. пособие для вузов / В.Н. Павлинов, А.Е. Михайлов, Д.С. Кизевальтер и др. – 4-е изд., перераб. и доп. –М.:Недра, 1988. -149 с.: ил. 60
