Тимьян обыкновенный

  • Вид работы:
    Доклад
  • Предмет:
    Биология
  • Язык:
    Русский
    ,
    Формат файла:
    MS Word
    160,63 kb
  • Опубликовано:
    2009-01-12
Вы можете узнать стоимость помощи в написании студенческой работы.
Помощь в написании работы, которую точно примут!

Тимьян обыкновенный















РЕФЕРАТ

По дисциплине: «Инженерная геология»

Особенности образования и строения горных пород

студентки Ш курса

Ждановой Д.В





Москва 2010г.

Содержание

порода метасоматическая осадочная магматическая горная

1. Интрузивный магматизм. Формы залегания магматических и близких к ним метасоматических пород

2. Классификация хемогенных осадочных пород

3. Понятие о текстуре горных пород, примеры текстур метаморфических пород

4. Геологическая деятельность рек

Литература

1. ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ И БЛИЗКИХ К НИМ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Магмы проникают в верхние горизонты земной коры в связи с тектоническими движениями. Поэтому формы магматических тел и их внутреннее строение в огромной степени определяются тектоническими процессами. Признаки тектонических воздействий характеризуют также метасоматические тела, имеющие петрографический состав, близкий к магматическим образованиям. Активное действие самой магмы и Процессы, происходящие в магме, часто представляют важный дополнительный фактор, влияющий на форму и строение магматических тел. В связи с этим, кроме петрографического изучения магматических и метасоматических образований, необходимо их структурно-тектоническое изучение.

ИНТРУЗИВНЫЕ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ТЕЛА

Все интрузивные магматические тела, кроме самых больших тел - батолитов, межформационных интрузивов и лополитов, по признаку их структурных взаимоотношении с вмещающими породами можно подразделить несогласные и согласные интрузии.

Большие интрузивы и метасоматические тела преимущественно гранитоидных пород и реже пород другого состава не укладываются в эти два класса. Что касается гранитоидных больших интрузивов, то одни из них отличаются значительным согласием формы и внутреннего строения со структурами вмещающих пород, это так называемые синкинематические интрузивы, которые занимали свое место в земной коре одновременно с наиболее важными тектоническими деформациями. Другие, только в общих чертах, залегают согласно с тектоническими структурами вмещающих пород, но в деталях проявляют значительные несогласия, пересекая или даже уничтожая вмещающие породы и их тектонические структуры, поздне-кинематические, или серкинематические, интрузивы.

Интрузивы, только отчасти залегающие согласно и залегающие несогласно с вмещающими породами, объединяются некоторыми геологами под общим названием пост кинематических интрузивов.

Большие интрузивы, сложенные основными в ультраосновными породами, обычно имеют другое тектоническое положение и другой возраст относительно главных деформаций земной коры.

Синкинематические гранитоидные интрузии. Большое число интрузивов, формировавшихся одновременно с главными тектоническими движениями, приобретают форму гранитогнейсовых куполов, согласно участвующих в больших складчатых структурах вмещающих пород. Их гнейсовое сложение развивается примерно параллельно вдоль внешних ограничений купола, в связи, с чем они приобретают концентрически полосчатое сложение, повторяющее формы куполов и залегание полосчатости во вмещающих их метаморфических породах.

Гнейсовые куполы описаны П. Эскола в Карелии и Финляндии. Эскола установил, что эти образования отнюдь не всегда первоначально имели возраст, одновременный со складчатостью. Во многих случаях были найдены базальные конгломераты, залегавшие на глубокоразмытых кристаллических породах гнейсовых куполов. Отсюда вывод, что материал, из которого сложены гнейсовые купола, мог быть значительно более древним, чем породы, среди которых эти купола залегают. Затем, в эпоху последующей энергичной складчатости, глубокоразмытый фундамент, составленный древними кристаллическими и метаморфическими породами, подвергся метасоматической гранитизации и участвовал в складчатости вместе с породами верхнего структурного этажа. В некоторых случаях гнейсовые купола образовались не оп древним гранитам и другим кристаллическим породам, а представляют результат межпластовой интрузии гранитной магмы или продукт гранитизации некоторых, благоприятных для замещения толщ, среди которых формировались гнейсогранитные купола.

Позднее- и посткинематические гранитоидные интрузивы. Батолиты представляют массивы гранитоидов, корни которых уходят на большие глубины, в зону гранитизации горных пород, где постепенно стираются отчетливые контакты их с вмещающими породами. Стенки батолита во многих случаях в доступной наблюдению части имеют более или менее крутой наклон в стороны от центральной части массива, т.е. все тело в целом имеет тенденцию увеличиваться на глубине. Известны также случаи, когда поверхность, ограничивающая батолит, почти вертикальна, и предполагается, что на еще более глубоких срезах она имеет тенденцию к наклону внутрь, к основанию интрузивного массива. В таком случае батолит приобретает грушевидную форму.

Размеры обнажений на поверхности батолитов бывают самые разнообразные, начиная от 100 (минимальная величина, выше которой интрузивное тело обычно заслуживает наименования батолита) до 250000км2.

Тектоническое положение батолитов характерно. Они приурочены к складчатым поясам и, несмотря на местные несогласия со вмещающими породами, в целом согласно участвуют в структурах первого порядка. Длинные оси батолитов чаще всего вытягиваются параллельно главному направлению складчатости. Тем не менее частные взаимоотношения батолита с породами кровли могут быть весьма различными, в том числе и отчетливо рвущими вмещающие породы. Другой тип батолитов менее многочисленных, но тоже весьма важных представлен посткинематическими телами на платформах. Такие батолиты известны в юго-западной Африке и юго-восточной части Китайской платформы в Азии.

Большие межформационные тела, или гарполиты (Клоос, 1921), представляют собой тип крупных интрузивов или метасоматических образований преимущественно гранитоидного состава. Они размещаются обычно вдоль главных поверхностей несогласий, отделяющих разные структурные этажи в земной коре.

Важнейшей морфологической особенностью гарполита является существование сравнительно неглубоко расположенной постели (дна), составленной вмещающими породами, на которой покоится интрузивное тело. Одним из надежных признаков, позволяющих отличать крупное межформационное тело от батолита, является постоянное присутствие в кровле такого тела базальных горизонтов верхней вмещающей толщи.

Интрузивы преимущественно основных пород. Лополиты - согласные тела блюдцеобразной или брахиосинклинальной формы, с преобладающим участием пород основных и ультраосновных или щелочных магм. В некоторых случаях верхние части лополитов, сложенных основными и ультраосновными породами, составлены гранофирами и фельзитами. Вмещающие породы в кровле лополита, а иногда и в почве имеют падение, направленное н центральной части магматического тела. Размеры лополитов в поперечнике составляют десятки и сотни километров, а мощность - сотни и тысячи метров.

ПРОБЛЕМА ПРОСТРАНСТВА, ЗАНИМАЕМОГО БАТОЛИТАМИ

Для понимания генезиса батолитов и их структурного положения в окружающих породах земной коры важно осветить вопрос, каким образом было освобождено от других пород пространство, занимаемое интрузивными телами. Можно считать, что в поисках решения этого вопроса были предложены четыре гипотезы.

Первая - ассимиляционная, согласно которой жидкая магма занимает свое пространство путем расплавления пород кровли. В пользу этой гипотезы свидетельствует обычное образование на периферии гранитных массивов оторочек гибридных пород более основного состава. Явления ассимиляции, однако, не имеют всеобщего значения. Одинаковые по составу гранитные массивы часто залегают среди горных пород, имеющих совершенно различный химический, состав. Например, на Алтае граниты калбинского типа встречены среди мощных толщ глинистых сланцев и такие же граниты известны среди эффузивов среднего палеозоя. Если бы процессы ассимиляции играли решающую роль, состав интрузий изменялся бы в зависимости от состава вмещающих пород, чего не наблюдается.

Вторая - гранитизации, предполагает процесс физико-химической переработки пород кровли с образованием гранитных пород на месте. Сущность гипотезы изложена Коржинским (1952), Ридом (1949) и Менертом (1963).

Считается, что граниты образуются главным образом в связи с процессами метасоматизма, при диффузии через породы эманаций, проникающих с больших глубин. При этом может не происходить расплавления вещества и, следовательно, далеко не всегда можно предполагать перемещение гранитных магм из глубоких горизонтов в верхние структурные этажи.

Третья - тектоническая, согласно которой расплавленная магма, будучи подвергнута тектоническому сжатию на больших глубинах, своей силой приподнимает породы кровли и освобождает пространство для себя.

В большинстве случаев детальное картирование больших интрузивных массивов не обнаруживает прямой зависимости между формами поверхности интрузий и структурами пород кровли. Некоторые батолиты кристаллизовались совсем неглубоко от существовавшей поверхности, и в этих случаях также часто не наблюдается проявлений динамического воздействия магмы.

Четвертая - обрушения; согласно этой гипотезе, дифференциальное нагревание пород кровли поднимающимся интрузивом, вызывает их разламывание и отслаивание. От кровли отделяются обломки (ксенолиты), погружающиеся в магму. Сравнение удельных весов магмы и ксенолитов показывает, что почти все ксенолиты тонут в гранитной магме (Дэли, 1936). Ксенолиты только в незначительной степени оплавляются в верхней части магматического массива. Они погружаются на значительные глубины, и только там происходит полная их ассимиляция. Вот почему состав магмы в верхних частях батолитов мало зависит от состава замещенных магмой пород кровли. Серьезным фактом, противоречащим четвертой гипотезе, является обычное отсутствие ксенолитов в глубоко эродированных частях батолитов. Однако в последнее время было изучено много примеров опускания громадных блоков земной коры в кальдерах проседания по кольцевым трещинам, обычно на небольших глубинах, например, когда граниты интрудировали в граниты (Баддингтон, 1963).

Ни одна из изложенных гипотез не может быть признана универсальной, хотя в некоторой мере все описанные явления сопутствуют образованию больших плутонов. Наряду с этими явлениями при подъеме и становлении магматического тела огромное значение должны были иметь тектонические движения, охватывающие в целой участок земной коры, породы кровли и магматический расплав.

Главную часть пространства в земной коре крупные интрузии вислых магм занимали в начальные этапы всеобъемлющего тектонического поднятия, захватывающего и магму и окружающие породы. Такой способ можно назвать заполнением магмой потенциальных полостей (Бубнов, 1931). Именно поэтому большие магматические интрузивные тела, батолиты и гарполиты, в верхних своих частях, в общем, согласны со складчатыми структурами первого порядка, и л отношении многих из них доказан возраст внедрения, близкий с главными фазами складчатости предшествовавшим большим горообразованиям.

Структурно-петрологическим изучением батолитов в Советском Союзе (Г.Н. Щерба, В.С. Коптев-Дворников, 1960; Н.А. Елисеев, 1953) и за рубежом (А. Баддингтон, 1963) установлена повсеместная многофазность внедрения магмы. Почти все батолиты, как считает Коптев-Дворников, полихронны. Так, например, большинство детально изученных батолитов в Центральном Казахстане оказались сформированными в результате многочисленных самостоятельных внедрений магмы.

Основываясь на особенностях внутреннего строения плутонов и их структурных взаимоотношениях с вмещающими породами, Баддингтон различает плутоны эпизоны, мезозоны и катазоны, т. е. неглубокие, средние по глубине и наиболее глубоко сформированные. Н.А. Елисеев отнесся неодобрительно к этому предложению, считая, что само по себе выделение трех зон глубины формирования плутонов слишком формально.

Поэтому вместо ненадежного разделения по зонам глубины на основании формальных признаков следует, основываясь на изучении геологических условий становления плутонов, конкретно определять глубину их образования. Но само по себе разделение плутонов на три типа, конечно, имеет основания.

Другим важным фактором, не всегда связанным с глубиной формирования плутонов, является тектоническое их положение относительно структур вмещающих пород (синкинематические, серкинематические а посткинематические интрузии). Недавно хорошую сводку по этим типам сделал Эскола (1961). Строение син-кинематических плутонов, почти целиком зависит от процессов, сформировавших структуру вмещающих пород (катазоны по Баддингтону); второй тип.- серкинематические плутоны имеют промежуточные черты (мезоаона); посткинематические плутоны характеризуются значительной самостоятельностью строения и условий формирования, независимых от тектонического строения вмещающих пород (эпизона). Поэтому применима другая, основанная на более объективных признаках терминология; называют первый тип -плутонов конкордантным, второй тип а к к о р д а н т н ы м и третий тип дискордантным.

Важный вывод Баддинггона заключается в том, что в дискордантном и аккордантном типах плутонов преобладают граниты магматического происхождения и только для плутонов конкордантного типа можно предполагать большое значение метасоматических процессов гранитизации. Баддингтон устанавливает большое число и громадный общий объем гранитных плутонов, внедрившихся в виде жидкой магмы и связанных общностью происхождения с несомненно ассоциированными с ними во времени и пространстве лавами сходного состава, образующими в целом единую (комагматическую) формацию. Значительная часть именно таких комплексов называется в советской литературе п л у то новулканически ми формациями. Все третичные и громадное большинство мезозойских гранитоидов Кордильер, равно как и средне- и верхнепалеозойские гранитоиды Аппалач, по Баддингтону, относятся к типу дискордантных. Плутоны мезозойского возраста (Нигерия и комплекс позднего карру в Юго-Западной Африке) и верхнепалеозойского возраста (комплекс Байт Маунтин в Аппалачах, пермские плутоны грабена Осло) локализовались в вулканических кальдерах опускания, образуя центральные штоки и кольцевые дайки. Роль магматических продуктов среди этих плутонов оказывается преобладающей.

Аналогичные образования были обнаружены советскими исследователями в Центральном Казахстане. Характерными чертами плутонов подобного типа являются: 1) теснейшая связь с вулканогенными и пирокластическими породами и 2) преимущественно кислый и средний состав интрузивных и эффузивных магматических продуктов. Тем самым окончательно опровергаются ошибочные представления о том, что гранитоидные интрузии обычно не обнаруживают прямой связи с излившимися, или пирокластическими, вулканическими образованиями (Е.К. Устиев). Такие представления могут иметь основание только в отношении самых глубинных метасоматических гранитных тел.

Среди более древних докембрийских комплексов в связи с их глубокой эродированностью реже встречаются гранитоидные плутоны, «формировавшиеся на небольших глубинах. Тем не менее такие образования встречаются. Например, плутон Ахвенисто в Финляндии и гранофиры комплекса Седбери в Канаде. Томсон (1956) считает, что, так называемый, лополит Седбери в действительности представляет гигантскую кальдеру опускания вулканического происхождения, окруженную кольцевыми интрузиями типа мощных даек и силлов, а гранофир внедрился в норит в виде тела кольцевой формы. В целом же более древние плутоны дают примеры более глубоко сформировавшихся тел. Так, если среди третичных плутонов Баддингтон не может указать в Северной Америке ни одной интрузии с признаками становления глубже эпизоны, то вижнемеловые и юрские плутоны западных Кордильер, по его мнению, преимущественно имеют мезозональный характер. При оценке этого мнения Ваддингтона, конечно, надо помнить сделанные оговорки о других факторах, исключающих или дополняющих глубинные. Еще одним важным фактором, также не всегда или не прямым образом связанным с глубиной формирования плутонов, является закономерное изменение состава магмы и ее химической активности, связанное с историей развития магматического очага. При этом изменяются и морфология и внутренняя структура интрузий. Пример такого закономерного развития интрузивного процесса изучен в Советском Союзе в Казахстане (Коптев-Дворников, 1960).

СОГЛАСНЫЕ ИНТРУЗИИ

Интрузивные залежи (силлы) образуются путем внедрения магмы вдоль плоскостей слоистости. При этом магма играет активную роль - породы кровли отделялись от пород почвы залежи под действием сил, передававшихся расплавом. Глубина образования интрузивных залежей различная и может быть значительной. Известны интрузивные залежи площадью до 13 ООО км2. Мощность интрузивных залежей варьирует от самых тонких, микроскопических инъекций до 600 м. Характерным типом интрузивных залежей являются внедрения основных магм в горизонтально лежащие морские осадки в подводной обстановке, в геосинклинальных трогах. Таковы, например, диабазовые интрузивные залежи в толщах юрских глинистых сланцев Кавказа. Они представляют межпластовые тела мощностью от немногих сантиметров до десятков метров. Другим характерным типом интрузивных залежей являются внедрения магм, разнообразных по составу, основных и кислых, в разновозрастные породы, иногда значительно более древние, принадлежащие другим геологическим системам. Таковы кислые межпластовые интрузии Рудного Алтая, знаменитые траппы Тунгусского бассейна в Сибири (Лебедев, 1955), долериты Карру в Южной Африке и многие другие. Лакколиты - караваеобразные магматические тела, образующиеся на сравнительно небольшой глубине от поверхности. Силой присущего им интрузивного динамического воздействия в период внедрения, магмы приподнимают вышележащие породы в форме купола. При этом приподнимание может быть настолько интенсивным, что породы кровли по краям лакколита поставлены на голову и даже опрокинуты с образованием местных разрывов. Часто лакколиты представляют многофазные полигенные интрузии, формировавшиеся длительное время в результате внедрений магм, различающихся по петрографическому составу. Известной областью распространения лакколитов является район Кавказских минеральных вод. Здесь лакколиты залегают на разных уровнях стратиграфической колонки вмещающих пород, от мела и палеогена до Майкопа включительно, имеющих мощность более 2000 м.

НЕСОГЛАСНЫЕ ИНТРУЗИИ

Малые интрузии - понятие только отчасти морфологическое в том смысле, что они представлены интрузивными телами относительно небольших размеров (причем эти небольшие размеры можно предполагать и на более глубоких, не вскрытых эрозией уровнях). Основной же смысл термина «малые интрузии» - генетический. Подразумевается, что они произошли обособленно от главных, больших интрузий. Часть малых интрузий, возможно, представляет поздние остаточные продукты дифференциации и кристаллизации магм в единых глубоких очагах, общих с большими интрузиями, другие же малые интрузии происходят из небольших самостоятельных очагов. Важнейшей генетической особенностью малых интрузий является приуроченность многих из них к поздним этапам тектоно-магматических периодов или к платформенным областям. Они образуются иногда после главных внедрений больших масс гранитоидов. Но весьма обычны случаи, когда гранитоидные батолиты вообще не формируются в данный тектоно-магматический период, а малые интрузии образуются.

Характерно широкое использование малыми интрузиями разрывных тектонических нарушений. Поэтому малые интрузив представляют тип несогласных интрузий. Формы тел малых интрузий разнообразны. Одной из типичных форм является шток, представляющий тело, круто стоящее среди окружающих пород. Обычно шток имеет площадь значительно менее 100 км2. Наиболее Характерно широкое использование малыми интрузиямв разрывных тектонических нарушений. Поэтому малые интрузив представляют тип несогласных интрузий. Формы тел малых интрузий разнообразны. Одной из типичных форм является шток, предсгавляющий тело, круто стоящее среди окружающих пород. Обычно шток имеет площадь значительно менее 100 км2. Наиболее характерны размеры от долей километров до первых квадратных километров.

Исключительно большой практический интерес изучения малых интрузий вызван тем, что с ними часто парагенетический связаны месторождения полезных ископаемых (Аu, Ag, РЬ, Zn, Сu, W, Мо, V).

Дайки представляют плитообразные или жилообразные тела в трещинах вмещающих пород. Так же как пластовые залежи, дайки могут быть простыми и сложными. Сложные дайки содержат последовательные интрузии нескольких порций магмы, иногда резко различного состава. Размеры даек самые разнообразные - большая дайка на Алдане, сложенная габбро-диабазом, имеет более 100 км длины и мощность до 250 м (Лазько, 1948). Известны стекловатые диабазовые дайки толщиной в 0,9 мм с апофизами, толщина которых уменьшается до 0,02 мм .

Обычно дайки внедрялись в земную кору в обстановке растяжения-. На это, в частности, указывают блоковые формы многих даек с тупыми окончаниями, коленообразными изгибами.

Дайки конические и кольцевые, интрузивы центрального типа. Конические (воронкообразные) системы даек заполняют трещины, довивающиеся по окружности около центров, обычно аре дета пленных кольцевой дайкой или центральным штоком (интрузией центрального типа). Эти трещины имеют падение к центру, образуя воронкообразную структуру. Так же как и радиальные системы трещин, Фонические системы непосредственно обязаны динамическому воздействию магмы. Они образуются, по всей вероятности, по типу Скоковых трещин. Обычно толщина даек не превышает нескольких метров.

Кольцевые дайки, ила интрузивы центрального типа, заполняют системы круговых трещин. Эти трещины в отличие от конических, образуются при оседания кровли над неглубоко залегающим интрузивным очагом. По возрасту кольцевые тела обычно отличаются от конических. Кольцевые тела образуются после того, как напряжения, вызванные пробивающимся вверх столбом магмы, сменяются напряжениями, вызванными движением пород кровли вниз, по направлению интрузии, сократившейся в объеме.

Трещины кольцевых даек часто широко разверзаются, и мощность магматических тел, заполняющих кольцевые полости, может достигать 1-2 к». В диаметре кольцевые дайки варьируют от 1 до 25 км. Состав пород кольцевых даек весьма разнообразен - граниты, кварцевые сиениты, авгитовые монционит-диориты и т. д.

Вулканические жерла (некки) представляют трубчатой формы тела, в которых магма поднималась на поверхность. Некки, следовательно, являются остатками вулканов центрального типа. Форма некка в плане обычно овальная или круглая. Диаметр некков изменяется от первых метров (Кураминский хребет) до 1600 л* (Восточный Файф, Шотландия). Состав пород, заполняющих некк, может быть различен. Иногда это застывшая магма, иногда вулканические брекчии, туфогенный материал.

Трубки взрывов, так же как некки, представляют вулканические структуры; их следует выделить в особую генетическую группу, потому что при их формировании большую роль играли быстро развивавшиеся взрывные процессы. Трубки часто заполнены грубым пирокластическим материалом, без существенной сортировки - агломератом; реже обломочный материал грубо напластован с чередующимися слоями туфов и агломератов. В южной части Тунгусской синеклизы в Сибири (Оффман, 1957) к трубкам взрывов оказались приуроченными железорудные, магнетитовые месторождения. Трубки имеют различные размеры-, от 40 x 70 до 800-1400 м и заполнены агломератными туфами основных пород. Часть туфовых пород скар-иирована, превращена в агрегат граната, хлорита, кальцита и маг-, нетита.

Другой тип трубок взрывов широко распространен в Африке и на Сибирской платформе, он представлен кимберлитовыми алмазоносными породами ультраосновного состава. Этот тип трубок характерен для древних платформ и представляет собой молодые (в Африке мелового возраста, в Сибири верхнепалеозойские) магматические прорывы ультраосновных магм из самых глубоких частей Земли.

В последнее время выяснено (Эдварде и Ховкинс, 1966) на примере изучения кнмберлитовых трубок в Танзании, что возраст слюд, входящих в состав кимберлитовой брекчии, может составлять более 2 млрд. лет, несмотря на то что в этой же брекчии есть обломка пород с верхнемеловой фауной. Следовательно, кимберлиты были внедрены не как магматические тела, а как медленно поднимавшиеся кристаллические агрегаты вещества ультраосновного состава, между зерен которого летучие вещества играли роль смазки.


Хемогенные осадки распространены гораздо меньше, чем терригенные или биогенные. К их числу относят соленосные отложения заливов и лагун, а также железо-марганцевые и фосфоритовые конкреции и глауконит, формирующиеся в последующую диагенетическую стадию осадкообразования. Типичным примером современного залива с соленакоплением может служить залив Кара-Богаз-Гол. Соленость воды в этом заливе в 20 раз больше, чем в Каспийской море, так как в него не впадает и одной реки, а воды Каспийского моря, поступающие через узкий пролив, который перегораживает подводный порог (бар), быстро испаряются. В результате в заливе происходит выпадение солей из пересыщенного раствора. Хемогенное осаждение солей идет и в Мертвом море, а также в ряде заливов засушливых (аридных) зон, которые располагаются в настоящее время между 30° ю. ш. и 30 с. ш. Другим характерным осадком аридной зоны являются оолитовые пески. Оолиты представляют собой мелкие известковистые конкреции, имеющие скорлуповатое строение. Высокая концентрация карбонатов, необходимая для образования оолитов, создается при испарении морской воды в мелководных прибрежных районах Средиземного и Красного морей, а также Персидского залива, Каспийского я Аральского морей. Необходимым условием накопления оолитовых песков является малое поступление терригенного осадочного материала, который может разбавлять карбонатный материал.

Железо-марганцевые конкреции представляют собой округлые и неправильной формы стяжения диаметром несколько сантиметров. Поверхность конкреций шероховатая, типа «хлебной корки», в изломе они синевато-черные, иногда буроватые. В центральной части конкреции обычно находится ядро из обломков пемзы, зубов акул, обломка лавы или комка глубоководной глины. Хорошо видно концентрическое, скорлуповатое строение конкреций. Концентрации элементов в железо-марганцевых конкрециях достигает практически интересных, значений: марганца - до 20%, железа - 15%, кобальта - около 1 %, никеля - 1,5%, меди - 2%, много также рассеянных и редких элементов, в частности, таллия. Чаще всего железо-марганцевые конкреции находят в глубоководных осадках, особенно в красной глубоководной глине, а также в фораминиферовых и радиоляриевых влах, иногда в диатомовых осадках. Местами они встречены и в мелководных осадках (Черное, Баренцево, Балтийское моря), во по составу мелководные железо-марганцевые конкреции заметно отличаются от глубоководных.

В Тихом и Индийском океанах в ряде мест конкреции занимают до 20-50% поверхности дна, а на вершинах подводных поднятий сливаются в сплошные железо-марганцевые корки или образуют подобие булыжной мостовой. Весовое содержание конкреций колеблется от 3-4 до 20 тыс. т и более на 1 км2.

На карте распространения железо-марганцевых конкреций, составленной для Тихого океана, выделены области высоких (рудных) концентраций конкреций, где среднее содержание равно 3600 т/км.2. Запасы железо-марганцевых конкреций в Тихом океане оценивают в 90-110 млрд. г, в Атлантическом и Индийском - по 40-45 млрд. т. В настоящее время разрабатываются проекты промышленного использования глубоководных месторождений конкреций. Эксперты считают, что экономически выгодной будет добыча из конкреций марганца, никеля, кобальта, а также редких элементов.

Фосфоритовые конкреции распространены на меньших площадях, чем железо-марганцевые. Они обычно представляют собой темно-коричневые гальки. Наибольшим распространением фосфоритовые конкреции пользуются на банке Агульяс близ южной оконечности Африки и у берегов Калифорнии. На банке Агульяс главная часть конкреций сосредоточена на склоне, на глубинах более 1000 м, на меньшей глубине встречаются лишь отдельные конкреции. У берегов Калифорнии фосфориты встречены близ Сан-Диего на шельфе на глубине от 100 до 400 м. В обоих случаях вмещающими осадками для конкреций служат глаунонитовые пески. В глубоководных осадках фосфоритовые конкреции не встречены. Советский геолог А.В. Казаков считает, что образование фосфоритов связано с местами подъема глубинных вод, обогащенных фосфором. Глауконитовые осадки, состоящие в основном из оливково зеленого минерала глауконита, пользуются наибольшим распространением среди хемогенных осадков. Некоторые исследователи считают, что глауконит может образовываться не только как хемогенный минерал, но и при процессах подводного выветривания минералов, в частности слюд. Чаще всего глауконит обнаруживают в мелководных песчано-алевритовых осадках, а также в глубоководных фораминиферовых отложениях, где он образует внутренние ядра в скорлупках фораминифер. Донные осадки, обогащенные глауконитом, как видно из карты, занимают довольно широкую полосу - от 45° с. ш. до 55° ю. ш., причем в наибольших количествах глауконит встречен на шельфах и в верхней части материкового склона. В отдельных местах глаунонитовые осадки опускаются до 1000-2000 м, в глубоководных отложениях глауконит встречается в виде незначительной примеси.

3. ПОНЯТИЕ О СТРУКТУРЕ ГОРНЫХ ПОРОД, ПРИМЕРЫ ТЕКСТУР МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

Минералы, структуры и текстуры метаморфических и метасоматических горных пород. В магматических горных породах минералы кристаллизуются из расплава (магмы или лавы). При метаморфизме кристаллизация Минералов совершается в твердом состоянии, при этом происходит формирование метаморфических равновесных ассоциаций минералов. В магматических породах на нарушение равновесия часто указывает зональное строение минералов, в то время как в метаморфических породах зональное строение в минералах встречается значительно реже. Процессы кристаллизации минералов в метаморфических породах, в особенности при высоких температурах, более приближаются к равновесным, чем процессы кристаллизации магматических горных пород. Одна из причин такого различия заключается в прогрессивном характере кристаллизации минералов при метаморфизме и регрессивном (при падающей температуре) при кристаллизации минералов в магматических горных породах.

Температура является очень мощным фактором физико-химического равновесия. При повышений температуры скорость химических реакций быстро возрастает, при повышении температуры на 10° скорость реакции возрастает вдвое, при повышении на 100° в 1000 раз и при повышении температуры на 200° скорость реакции повысится в миллион раз!

Существует большая группа минералов, которые кристаллизуются при метаморфических и метасоматических процессах. К числу их относятся серицит, минералы эпидот-цоизитовой группы и многие другие.

На микростроение (структуру) большое влияние оказывает одностороннее давление.. Структуры метаморфических и метасоматических пород можно разделить на три группы: а) кристаллобластические; б) катакластические и в) реликтовые. Наиболее широкое распространение имеют кристаллобластические структуры. Название происходит от греческого «бласты» (рост, росток, почка).

В структурах магматических пород большое значение имеет идиоморфизм, который позволяет судить о последовательности кристаллизации минералов. Ранее выделившийся минерал имеет лучшую кристаллографическую огранку. В метаморфических породах перекристаллизация минералов осуществляется в твердой среде примерно одновременно. Относительно лучше выраженная огранка метаморфических минералов - идиобластичность - объясняется их более высокой кристаллизационной способностью. Различают следующие виды структур. Гранобластическая (зернистая) структура. Зерна минералов имеют изометрические формы. Лепидобластическая структура (чешуйчатая, или пластинчатая) характеризуется плоскопараллельным расположением чешуек, или пластинок. Нематобластическая, или столбчатая, структура отличается удлиненно параллельным расположением минералов. В пойкилобластической структуре крупные зерна одного минерала включают мелкие зерна другого. Диабластическая структура, или графическая, характеризуется взаимным срастанием минералов. Различают равномернозернистые структуры и порфиробластические структуры с мелкозернистой основной тканью и более крупными порфиробластами какого-либо минерала. Катакластические структуры возникают в горных породах, подвергшихся преимущественно деформации. При этом перекристаллизация или не происходит совсем, или происходит в незначительной степени.

Реликтовые структуры наблюдаются в метаморфических горных породах, в которых наряду с кристаллобластическими или катакластическими структурами сохраняются остатки структуры горной породы до метаморфизма.

Текстуры (сложение) метаморфических пород изображены на рисунке. В метаморфических породах распространены сланцеватые текстуры с плоскопараллельным или линейнопараллельным расположением минералов, реже встречаются массивные текстуры без ориентированного расположения минералов в пространстве.

. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ РЕК

Под текучими водами понимаются все воды поверхностного стока на суше, от дождевых струй, которые возникают на короткий срок, и до самых больших рек. Стекающая по поверхности Земли вода обладает кинетической энергией и способна производить работу. Величина работы тем больше, чем больше масса воды и скорость течения.

В деятельности текучих вод, так же как и при других экзогенных процессах, различают три стороны: разрушение, т. е. размыв водою пород, по которым она протекает, перенос продуктов разрушения и переотложение (аккумуляцию) их в виде новых осадочных масс. Эта деятельность текучих вод является важнейшим фактором преобразования лика континентов.

Водная денудация суши выражается в механическом смыве твердых и химическом выносе растворимых продуктов разрушения горных пород. Денудация приводит к понижению поверхности континентов, скорость которого зависит от климата, определяющего количество стекающей воды, и тектонических движений земной коры, увеличивающих или уменьшающих наклон поверхности суши, по которой текут воды. В горах скорость текучих вод больше, чем на равнинах. Русская равнина понижается водной денудацией на 0,008-0,03 мм в год, а горы Средней Азии - на 0,44 мм в год, т. е. в 15-55 раз быстрее. Особенно велики скорости денудации высоких горных хребтов. Например, Дарвазский и южный склон Алайского хребта, с которых собирает воды река Вахш, приток Амударьи, понижаются со скоростью 1,6 мм в год. Если бы денудация все время шла с такой скоростью, то за 1 млн. лет мог бы быть уничтожен горный хребет высотой 1600 м, а за 6 млн. лет могли бы быть срезанными под уровень моря горы высотой 9 км, более высокие, чем высочайшая вершина Джомолунгма в Гималаях (8848 м).

Средняя скорость водной денудации континентов - около 0,05 мм в год. Так как средняя высота суши в настоящее время составляет 875 м, то, если бы эта скорость оставалась неизменной, вся суша была бы выровнена с уровнем моря через 17,5 млн. лет. Этот срок составляет около одной четверти кайнозойской эры и всего 0,003 от продолжительности истории Земли в целом. Эти расчеты, конечно, крайне примитивны. В действительности денудация очень неравномерна и скорость ее сильно изменяется во времени. Кроме того, на Земле происходят процессы, восстанавливающие высокое положение континентов. Это внутренние, тектонические процессы, вызывающие рост гор и поднятие больших частей континентов. Но приведенные цифры все же наглядно показывают, сколь велика разрушительная роль текучих вод в преобразовании лика Земли.

Причиной поверхностного -стока являются атмосферные осадки. Часть дождевых и талых снеговых вод испаряется в атмосферу, часть просачивается в почву, а оставшаяся часть стекает с повышенных мест по склонам. Так возникает временный склоновый сток. Воды склонового стока текут в виде сплошной тонкой пелены или образуют густую сеть маленьких струек и ручейков. Хотя иногда вода вырывает при этом отдельные рытвины, но в целом ее деятельность выражается в очень медленном понижении всей поверхности склона. Поэтому денудационная работа склонового стока получила название склонового или площадного смыва. Часть рыхлого материала, захваченного склоновым смывом, переотлагается внизу склона и в его основании на прилежащих участках рельефа. Такие образования получили название делювиальных отложений или делювия.

Другой формой поверхностного стока является русловой сток. К нему относятся водные потоки, текущие в русловых ложбинах, или руслах. В зависимости от величины они именуются ручьями или реками. Большую массу воды в русловые водные потоки поставляет склоновый сток, но, кроме того, реки и ручьи питаются из подземных вод, которые образуются атмосферными осадками, просачивающимися через почву и заполняющими поры и трещины горных пород. На дне долин подземные воды выходят на поверхность в виде источников, родников и ключей, от которых берет начало большинство рек и ручьев. Реки высоких гор и субполярных областей получают воду за счет таяния постоянных снегов и льдов. Поскольку реки и ручьи являются гораздо более мощными потоками, чем временные струйки и ручейки склонового стока, они производят и гораздо большую разрушительную работу, называемую арозией. Она выражается, прежде всего, в линейном размыве дна русел. Благодаря эрозии русловые водные потоки врезаются в поверхность суши, вырывая эрозионные долины.

Русловые потоки образуют отложения на дне эрозионных долин и низменных равнинах за счет переносимого обломочного материала. В целом эти отложения называют флювиальными, и среди них различают два типа - аллювиальные и пролювиальные отложения.

ЛИТЕРАТУРА

1. Ред. Г.Д. Ажгирей и др. Общая геология -М., «Просвещение», 1974.

. П.Н. Панюков. Инженерная геология. Изд.2-е. М., «Недра», 1978.

3. Гальперин А.М., Зайцев В.С., Норватов Ю.А. Гидрогеология и инженерная геология. - М.: Недра, 1989.


Не нашел материал для своей работы?
Поможем написать качественную работу
Без плагиата!