ВІКІСТОРІНКА
Навигация:
Інформатика
Історія
Автоматизація
Адміністрування
Антропологія
Архітектура
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Військова наука
Виробництво
Географія
Геологія
Господарство
Демографія
Екологія
Економіка
Електроніка
Енергетика
Журналістика
Кінематографія
Комп'ютеризація
Креслення
Кулінарія
Культура
Культура
Лінгвістика
Література
Лексикологія
Логіка
Маркетинг
Математика
Медицина
Менеджмент
Металургія
Метрологія
Мистецтво
Музика
Наукознавство
Освіта
Охорона Праці
Підприємництво
Педагогіка
Поліграфія
Право
Приладобудування
Програмування
Психологія
Радіозв'язок
Релігія
Риторика
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Статистика
Технології
Торгівля
Транспорт
Фізіологія
Фізика
Філософія
Фінанси
Фармакологія


ЗМІСТ ГЕОМОРФОЛОГІЇ І ГЕОЛОГІЇ ТА ОБ'ЄКТИ ВИВЧЕННЯ

ЗМІСТ

  Стор.
ЛЕКЦІЯ 1. Зміст геоморфології і геології та об’єкти вивчення.............................……………………………...  
ЛЕКЦІЯ 2. Характеристика Землі як космічного тіла Сонячної системи................................................……….  
ЛЕКЦІЯ 3. Внутрішня будова Землі............………….
ЛЕКЦІЯ 4. Мінеральний склад Землі, основні породо- і рудотворні мінерали........................................  
ЛЕКЦІЯ 5. Гірські породи та їх класифікація………..
ЛЕКЦІЯ 6. Основні етапи геологічного розвитку Землі та її рельєфу................................………………....  
ЛЕКЦІЯ 7. Ендогенні геологічні процеси та їх вплив на формування рельєфу. Магматизм і форми його прояву.............................................................…………...    
ЛЕКЦІЯ 8. Метаморфізм, форми його прояву та рельєфотворне значення.....................................……….  
ЛЕКЦІЯ 9. Тектонічні рухи та землетруси, їх основні типи та вплив на формування рельєфу...………………  
ЛЕКЦІЯ 10. Екзогенні геологічні процеси та обумовлені ними форми рельєфу. Геологічна та рельєфотворна діяльність атмосфери ......……………..    
ЛЕКЦІЯ 11. Геологічна та рельєфотворна діяльність атмосферних опадів і рік ......................................……...  
ЛЕКЦІЯ 12. Геологічна діяльність підземних вод та суфозійно-карстові форми рельєфу ......……………….  
ЛЕКЦІЯ 13. Геологічна діяльність снігу і льоду. Льодовикові та кріогенні форми рельєфу …………….  
ЛЕКЦІЯ 14. Геологічна та рельєфотворна діяльність океанів, морів, озер, боліт .....................................……..  
ЛЕКЦІЯ 15. Геологічна діяльність вітру та його вплив на рельєфоутворення ............................………...  
ЛЕКЦІЯ 16. Антропогенні та біогенні форми рельєфу, вплив господарської діяльності людини на формування рельєфу ………………………………….    
ЛЕКЦІЯ 17. Морфологічна характеристика суші і дна Світового океану. Геоморфологічне та геологічне картування .......………………………………………….    
ЗАПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ...................
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ.....………...

ЛЕКЦІЯ 1

ЛЕКЦІЯ 2

ЛЕКЦІЯ 3

BHУTPIШHЯ БУДОВА ЗЕМЛІ

 

Земля як космічне тіло Сонячної системи складається із газоподібних, рідких і твердих речовин. В цілому, спостерігається закономірне збільшення густини і маси речовини від периферії до центру нашої планети.

Вивчення внутрішньої будови Землі пов'язане з великими труднощами. Надра нашої планети, особливо надглибокі горизонти, досліджуються опосередковано на основі аналізу фізичних полів Землі. Таку інформацію отримують за допомогою сейсмології, гравіметрії, геотермії, при вимірюванні частот власних коливань Землі, на основі експериментальних даних про властивості і поведінку гірських порід в умовах високих тисків і температур тощо.

Одним із найбільш поширених методів є використання хвильового (сейсмічного) поля, яке протягом декількох хвилин може пронизати Землю наскрізь і принести відповідну інформацію про її внутрішню будову. Це поле виникає як природним шляхом при землетрусах, так і створюється штучно при проведенні вибухів різної потужності. Сейсмічним зондуванням разом з іншими геологічними і геохімічними дослідженнями встановлено, що Земля складається із трьох основних геосфер: земної кори, мантії і ядра. Вони в свою чергу поділяються на ряд інших шарів (рис.3.1). Речовина цих геосфер відрізняється за фізичними властивостями, станом і мінералогічним складом, про що свідчить зміна температури, густини, пружності, в'язкості тощо.

Залежно від величини швидкостей розповсюдження сейсмічних хвиль та характеру їх зміни з глибиною в надрах Землі виділяють вісім сейсмічних шарів: А, В, С, D', D", Е, F і G. Крім цього, в складі Землі виділяють особливо міцний верхній шар - літосферу і залягаючий під ним розм'яклий шар - астеносферу.

Літосфера - зовнішня, відносно міцна тверда оболонка Землі, яка перекриває менш в'язку і більш пластичну астеносферу. Літосфера майже повсюдно складається із земної кори і верхнього шару мантії. Її середня товщина - декілька десятків кілометрів. Нижня границя літосфери нечітка і виділяється на основі зменшення в'язкості, швидкості розповсюдження сейсмічних хвиль і збільшенням електропровідності. Це зумовлено підвищенням температури і частковим (декілька %) розплавленням речовини.

Земна кора (або шар А) має перемінну товщину. Її верхня тверда оболонка обмежується знизу поверхнею Мохоровичича (на глибині 30-70 км). Під гірськими масивами потужність земної кори зростає, а в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів – вона мінімальна.

 
 

Земна кора як геосфера складає незначну частину від загального об'єму і маси Землі. За складом і товщиною земну кору поділяють на три основні типи: континентальну, океанічну та кору перехідних областей.

Континентальна кора характеризується середньою товщиною в межах 10-15 км, при максимальній товщині до 70 км. Вона складена магматичними, метаморфічними та осадовими породами. Від поверхні до глибини 5-15 км знаходиться осадовий шар. Під ним залягає граніто-гнейсовий шар товщиною 15-20 км, який складений магматичними і метаморфічними породами, переважно кислого складу. В нижній частині континентальної кори залягає потужний шар базальтів товщиною до 40 км.

Океанічна кора характеризується незначною товщиною, яка місцями складає 5-10 км. Вона також складається із трьох шарів: а) верхнього осадового, який складений незцементованими розсипчастими осадами (товщиною декілька сотень метрів); б) базальтового (товщиною 1,5-2,0 км), який в основному утворений продуктами підводних вивержень вулканів із незначними прошарками ущільнених осадів; в) нижнього шару (товщиною 3-5 км), який складається із основних та ультраосновних гірських порід базальтового ряду.

Кора перехідних областей розвинута переважно по периферії континентів, в межах окраїнних морів, які замикаються цілими архіпелагами островів. Тут континентальна кора змінюється на океанічну. Ця зона за своєю будовою, товщиною, речовинним складом, густиною, швидкістю і характером проходження сейсмічних хвиль займає перехідне становище.

Шари В, С, D' і D// входять до складу мантії Землі. Шар В простягається від поверхні Мохоровичича до глибини 400 км. Його іноді ототожнюють з верхньою мантією Землі, хоча в динамічних моделях вона обмежується глибиною 700 км, нижче якої відсутні джерела землетрусів.

Шар С (шар Голіцина) знаходиться на глибинах 400-950 км і характеризується різким ростом швидкостей хвиль, пов'язаних з переходом мінералів у більш щільні модифікації.

Нижня мантія знаходиться в інтервалі глибин 950-2900 км (шар D). За характером поширення сейсмічних хвиль її часто поділяють на дві частини. Верхня частина (D') знаходиться в інтервалі глибин 950-2700 км, нижня (D//)- в інтервалі глибин 2700-2900 км.

В центральній частині планети знаходиться ядро, радіус якого складає 3486 км. Воно займає близько 17% її об'єму і близько 34% її маси. Така велика різниця між об'ємом і масою зумовлена фізичними параметрами ядра і мантії. В будові ядра Землі виділяють дві границі на глибинах 4980 км і 5120 км. У зв'язку з цим земне ядро поділяється на три зони: 1 - зовнішнє ядро (шар Е), яке залягає в інтервалі глибин 2900-4980 м; 2 - переxiдна оболонка (шар F), яка знаходиться в інтервалі глибин 4980-5120 км; 3 - суб'ядро (шар G), яке знаходиться нижче глибини 5120 км.

Зовнішнє ядро має унікальні властивості, оскільки не пропускає поперечних сейсмічних хвиль. Це свідчить про відсутність в ньому пружного опору зсуву, тобто ця частина ядра, щодо поширення сейсмічних хвиль, веде себе як рідина. Пояснюється ця своєрідність його будови тим, що його речовина знаходиться під дією високих тисків і температур. Суб'ядро може знаходитися у твердому стані, так як в ньому розповсюджуються поперечні хвилі. Шар F є перехідною оболонкою між відміченими шарами, речовина яких знаходиться у різному фазовому стані.

Гравітаційним полем Землі називається силове поле, яке зумовлюється притяганням Землі і відцентровою силою, що виникає внаслідок добового обертання. Відповідно до закону всесвітнього притягання Ньютона, всі тіла притягуються одне до одного із силою, пропорційною їх масам та обернено пропорційною квадрату відстані між ними. Всесвітнє притягання пронизує весь Всесвіт. Під його дією утримуються та рухаються планети навколо Сонця; взаємодіють галактики; конденсуються частинки в космічному просторі, утворюючи зорі; рухаються штучні супутники Землі та космічні апарати. Під дією тієї ж сили проходять геотектонічні процеси в надрах Землі та інших планет, формується їх вигляд, протікають метеорологічні процеси.

Гравітаційне поле Землі вивчають за допомогою методів космічної геодезії і на основі спостережень збурення рухів штучних супутників Землі. Величина гравітації в різних регіонах нашої планети дуже неоднакова. Це пов'язано з тим, що різні ділянки планети складені породами різної густини, тобто мають різну масу і, відповідно, різні сили гравітації. Так, в районах, складених більш щільними породами, сила гравітації буде вищою, ніж в районах, складених менш щільними породами. Таке явище має назву гравітаційних аномалій.

Крім того, за міжнародною формулою для нормального значення сили тяжіння на рівні моря вирахувано, що нормальне значення прискорення вільного падіння на Землі зменшується від 9,78 м/с2 на полюсах до 9,63 м/с2 на екваторі. Однак ці значення (розраховані для сфероїда із стисканням на полюсах 1/297) значно відрізняються від фактичних вимірів на поверхні Землі, що пов'язано зі зміною густини порід земної кори. Реальне прискорення сили тяжіння вимірюють за допомогою спеціальних приладів - гравіметрів.

Магнітне поле Землі характеризується багатьма дуже важливими показниками. В першу чергу, це магнітне схилення, тобто кут відхилення магнітної стрілки від географічного меридіану даної місцевості. Схилення буває східним і західним. Лінії, які з'єднують на географічних картах точки з однаковим схиленням, називаються ізогоналями. Схилення складає кут нахилу магнітної стрілки до горизонту. При цьому, в північній півкулі вниз опускається північний кінець стрілки, а в південній півкулі -південний. Лінії, які з'єднують точки однакового нахилу називаються ізокліналями. Ізокліналі, на яких величина нахилу дорівнює нулю, називаються магнітним eкватором. Точки, де нахил стрілки дорівнює 900, називаються магнітним полюсом. Напруга магнітного поля Землі на полюсах становить 6,8х105 нТл (нанотеслів). На екваторі вона становить 3х105 нТл. Лінії, що з'єднують точки однакової напруги, називаються ізодинамами.

Магнітне поле Землі має надзвичайно важливе значення. Найбільш поширеним його застосуванням є визначення сторін світу за допомогою компасу. Крім цього, явища геомагнетизму використовують при пошуках і розвідці родовищ корисних копалин. Цей метод базується на значній відмінності магнітних властивостей звичайних гірських порід та руд корисних копалин. Він застосовується також для вивчення глибинної будови земної кори, геологічного картування, пошуків магнітних різновидностей залізних руд, розвідки рудних і нерудних родовищ, пов'язаних з основними та ультраосновними гірськими породами; руд кольорових металів, родовищ п'єзооптичних мінералів, алюмінієвих руд, якщо вони представлені магнітними різновидностями бокситів. В комплексі з іншими геофізичними методами магнітну розвідку використовують при пошуках і розвідці нафтових і газових родовищ.

Ще на початку ХХ ст. на основі вивчення полярного сяйва і магнітних збурень, було висловлено припущення щодо можливості захоплення магнітним полем Землі заряджених частинок, які рухаються у міжпланетному просторі. Однак, тільки при дослідженнях за допомогою штучних супутників Землі за межами земної атмосфери відкрито області високої щільності енергетичних частинок - внутрішній і зовнішній радіаційні пояси Землі.

Радіаційні пояси Землі майже повністю складаються з електронів і протонів, що мають енергію від кілоелектронвольт до сотень мегаелектронвольт. В них знайдено також альфа-частинки та деякі більш важкі іони. Внаслідок особливої конфігурації силових ліній, магнітне поле Землі створює для заряджених частинок пастку, в якій вони можуть тривалий час утримуватись.

Внутрішній радіаційний пояс розташований на висотах, що не перевищують 12 тис. м. Зовнішній радіаційний пояс знаходиться на висоті приблизно 57 тис. км. Розподіл на внутрішній і зовнішній радіаційні пояси умовний. Насправді, ця область навколоземного простору заповнена зарядженими частинками, які рухаються в магнітному полі Землі. Ця область називається магнітосферою. Вона відокремлена від міжпланетного простору магнітопаузою та перехідною областю.

Крім радіаційних поясів, які знаходяться за межами літосфери і існування яких пов'язане з діяльністю Сонця, Земля, як космічне тіло, має власну радіацію. Вона пов'язана з наявністю в гірських породах кори радіоактивних елементів, розпад яких викликає різноманітні радіоактивні аномалії на її поверхні. Іноді вони досягають досить високих енергій (особливо в місцях скупчення уранових руд).

Електричне поле Землі найтісніше пов'язане з її магнітним полем. Воно залежить від процесів іонізації повітря та просторового розподілу позитивних і негативних зарядів, що виникають при цьому. Іонізація повітря відбувається під впливом космічних променів, ультрафіолетового випромінювання Сонця, випромінювання радіоактивних елементів Землі, електричних розрядів в атмосфері та інших факторів. Багато атмосферних процесів, таких як конвекція, утворення хмар, опади тощо, сприяють частковому розподілу різнойменних зарядів та електричних полів, що виникають в атмосфері. Існування електричного поля атмосфери сприяє виникненню струмів, які заряджають електричний конденсатор “Атмосфера – Земля”.

Теплове поле Землі має подвійну природу походження: космічну (сонячну) і власну (глибинну).

Сонячна теплота викликається припливом потужного радіаційного потоку, який надходить від Сонця. Земля одержує від Сонця близько 1,26х1021 кал/год тепла. Ця кількість тепла майже у 300 разів більша від теплової енергії, яка могла б виділитись при згоранні всіх запасів кам'яного вугілля Землі. Близько 30% тепла, яке спрямовується Сонцем на Землю, відбивається її атмосферою і, безпосередньо, поверхнею та розсіюється в космічному просторі. Решта 70% теплової енергії поглинається і переробляється верхньою оболонкою Землі. Таким чином, Земля приймає близько 4,7х1020 кал/год. На 1 см2 поверхні Землі припадає 168 ккал, з яких 56 ккал відбивається і розсіюється в атмосфері, а 112 ккал поглинається та частково переробляється. Ділянка Землі площею 1 см2, яка розташована перпендикулярно до сонячних променів, одержує за хвилину 1,94 кал тепла. Ця величина називається сонячною сталою.

Теплова енергія Сонця має першочергове значення не тільки для існування живої матерії на Землі, але й для геологічних процесів, які відбуваються на її поверхні. Вона впливає на зміни погоди, клімату та інших явищ, серед яких важливе місце займає коливання температури.

Внутрішня теплота Землі (теплове поле), пов'язана із джерелами внутрішньої енергії. Вона проявляється на поверхні у вигляді вулканічних вивержень, землетрусів, рухів земної кори та ін. Таким чином, глибинне тепло є каталізатором інтенсивності всіх ендогенних процесів, що відбуваються в надрах Землі.

Межею розділу зон впливу зовнішніх і глибинних факторів теплового поля є шар постійної температури, глибина розташування якого в різних регіонах планети коливається у значних межах.

Численні дослідження в шахтах і свердловинах показали, що нижче від шару постійної температури відбувається закономірне підвищення температури з глибиною. Однак швидкість зміни цієї температури в різних регіонах Землі неоднакова. Ця швидкість вимірюється величиною геотермічного градієнта (г), який обчислюється за формулою:

де Тс.р - середньорічна температура в 0С; hn.m - глибина шару сталої температури, в м; Тп - температура, заміряна на певній глибині (h).

Отже, суть геотермічного градієнта полягає в прирості температури на 10С з глибиною. Величина цього приросту невелика і складає соті і тисячні долі градуса. Виходячи з цього, геотермічний градієнт в більшості вимірюється в ос на 100 м.

Другим параметром, яким вимірюють швидкість зростання температури з глибиною є геотермічний ступінь G, який виводиться з формули:

 

Як видно з наведеного, геотермічний ступінь є оберненою величиною до геотермічного градієнта. Фізична суть геотермічного ступеню - це різниця глибин, що відповідає підвищенню температури нa 10С.

Швидкість зростання температури з глибиною в різних регіонах планети може відрізнятися в 10-20 разів. Так, на півдні Каліфорнії G=4м; а в штаті Алабама G = 137 м. Мінімальне наростання температури з глибиною властиве регіонам з розвитком давніх геологічних структур (платформам), а максимальне - рухомим складчастим регіонам і особливо районам з проявами молодого вулканізму.

Непостійність швидкості зростання температури з глибиною пояснюється зміною теплопровідності порід та нерівномірністю поступлення теплового потоку з глибини. Проблема походження внутрішньої теплової енергії Землі досить складна і до сьогоднішнього дня ще не остаточно вирішена. Незаперечним фактором утворення внутрішнього тепла Землі є як радіоактивний розпад хімічних елементів в надрах, так і гравітаційна сепарація речовини ядра Землі.

Теплове поле Землі, особливо його глибинна складова, відіграє надзвичайно важливу роль в геологічних процесах, які відбуваються в земній корі. Це особливо стосується ендогенних геологічних процесів, в результаті яких формуються величезні маси магматичних та метаморфічних порід та різноманітних руд корисних копалин. З внутрішньою тепловою енергією Землі пов'язані такі грандіозні явища, як землетруси, виверження вулканів, складкоутворення в земній корі та інші глобальні процеси. На основі вивчення теплового поля розроблено метод пошуків і розвідки корисних копалин, який отримав назву термометрії.

На сьогоднішній день достатньо достовірно вивчені тільки тверда верхня оболонка Землі (земна кора) і гідросфера, які з хімічної точки зору мають свої закономірні властивості.

Хімічний склад глибинних оболонок Землі (мантії та ядра) до останнього часу остаточно не вивчений. Дані, якими зараз володіє наука, базуються лише на геофізичних дослідженнях та окремих гіпотезах і теоріях.

У твердій земній корі переважають такі хімічні елементи, як кисень, кремній, алюміній, залізо, кальцій, натрій, калій і магній. Сумарно вони складають 99,03 %. На решту елементів припадає менше 1%. Серед найбільш рідкісних елементів зустрічається Ra, Re, Аu, Ві та ін. Таким чином, якщо розглядати земну кору загалом, то в геохімічному положенні вона являє собою киснево-кремнієво-алюмінієву сферу, а в мінерaлогічному відношенні – силікатну сферу з переважанням польових шпатів.

Земна кора за хімічним складом являє собою виплавлену легку фракцію земної речовини, що розділилась в результаті гравітаційної диференціації під час формування самої планети. Складається вона в основному з десяти хімічних елементів (0, Si, Аl, Fe, Na, К, Са, Mg, Н, Ті), які займають близько 99,79%. Ці елементи, з'єднуючись між собою, утворюють різноманітні мінерали, які в свою чергу утворюють різні гірські породи і руди. При цьому кисневміщуючі мінерали розміщуються у верхніх зонах земної кори, тобто ближче до її поверхні, а мінерали Mg, Са, Fe - у найбільш глибинних зонах земної кори. Це призвело до розшарування на осадовий, гранітний і базальтовий шари.

Мантія Землі складена цілим комплексом ультраосновних магматичних порід під загальною назвою піролітів. Допускають, що верхня мантія за своїм хімічним складом близька до ультраосновних порід, в яких переважають кисень (42,5%), магній (25,9%), кремній (19,0%) і залізо (9,85%). В мінеральному відношенні переважає олівін, менше піроксени.

Нижня мантія вважається аналогом кам'яних метеоритів (хондритів). Загалом мантія - це силікатно-окисна оболонка, яка складається здебільшого з кисню, заліза, магнію і кремнію. У зв'язку з тим, що в складі мантії переважають кремній і магній, цю геосферу названо сіматичною.

Ядро Землі за хімічним складом аналогічне залізним метеоритам, в яких міститься 80,78% заліза, 8,5% нікелю і 0,63% кобальту. Допускають також наявність в ядрі домішок легких елементів - кисню, кремнію, сірки, алюмінію. Виходячи з того, що в складі ядра переважають залізо і нікель, йому ще дали назву ніфе.

На основі метеоритної моделі розраховано середній хімічний склад Землі. Найбільш поширеними в ній є залізо (35%), кисень (30%), кремній (15%) і магній (13%).

 

ЛЕКЦІЯ 4

ЛЕКЦІЯ 5

Магматичні гірські породи

Джерелом утворення магматичних гірських порід є магма або лава.

Магма - це розплавлена вогняно-рідинна маса, переважно силікатного складу, яка виникла в земній корі або верхній мантії та утворила при застиганні магматичні гірські породи. Магма – складний розчин великої кількості хімічних елементів і сполук, серед яких переважають Si, Аl, Ре, Mg, Мn, Са, Na, К, 0, Н, S, СІ, Р. Кристалізація цих компонентів може проходити як в надрах Землі, так і на її поверхні.

В вулканічних областях магма досягає земної поверхні і виливається у вигляді лави. Вона утворює в жерлах вулканів екструзивні тіла або викидається з газами у вигляді попелу. Останній, у суміші з уламками бокових порід та осадовим матеріалом, формує різноманітні туфи.

Лава - це гаряча рідинна або повністю розплавлена маса гірських порід, вилита або витиснута на поверхню Землі під час вулканічного виверження. Вона відрізняється від магми відсутністю летких компонентів, деякими геологічними і фізико-хімічними властивостями.

Магматичні маси, що застигають на глибині, утворюють різні за формою і розмірами інтрузивні тіла. За розмірами вони бувають від дрібних, що виповнюють тріщини, до величезних масивів, які охоплюють площу в багато тисяч кв. км. Серед вилитих на поверхню вулканічних гірських порід, переважають базальти, а серед сформованих на глибині - граніти.

Гірські породи, що утворилися при кристалізації магми на глибині, одержали назву інтрузивних. Породи, які утворилися в результаті затвердіння лави на поверхні Землі або на незначних глибинах, названі ефузивними. Окремо виділяють, так звані, жильні породи. Їх формування пов'язане з проникненням магми по тріщинах у бокові породи.

Природні магми мають різний хімічний склад. Однак склад початкової магми остаточно не відомий. Деякі вчені вважають, що початковою була базальтова магма, з якої в процесі еволюції виникають всі інші типи магми. Інші вважають, що спочатку існували два типи магми - гранітна і базальтова.

Мінеральний склад магматичних гірських порід тісно пов'язаний з їх хімічним складом. Одночасно він також залежить від умов формування окремої породи. Інтрузивні породи формуються на значних глибинах, що сприяє повільній і повній розкристалізації магми з утворенням цілої гами мінералів. Застигання лави, яка вилилась на поверхню Землі, призводить до повної втрати летких компонентів, що сприяє швидкому застиганню. В більшості випадків утворюється склоподібна маса з незначною кількістю кристалічних вкраплень окремих мінералів.

Магма може зазнати перетворень і змінити свій склад, попадаючи в інші умови, ніж ті, в яких вона утворилась. Це призводить до утворення різних за мінеральним складом гірських порід. Диференціація магми може відбуватись до розкристалізації або в процесі кристалізації. Місцем диференціації може бути проміжне магматичне джерело або місце її застигання.

Магма - складний розчин, в якому випадання твердих фаз визначається законом діючих мас і розчинністю компонентів. Тому в багатій на алюмосилікати і лужні компоненти магмі, польові шпати виділяються раніше від темноколірних мінералів. А у сильно перенасичених кремнеземом - першим часто виділяється кварц. Навіть в магмі одного складу кристалізація змінюється залежно від температури, тиску і вмісту летких компонентів.

Детальне вивчення магматичних порід дозволило розробити відповідні класифікації. Найбільш обґрунтованими класифікаціями магматичних порід є класифікації, які базуються на хімічному і мінеральному складі. Одночасно всі класифікації відображають специфіку формування і умови утворення тієї чи іншої породи.

Головним компонентом, покладеним в основу хімічної класифікації магматичних інтрузивних та ефузивних гірських порід, є вміст в них SiO2. Залежно від вмісту SiO2 всі магматичні породи об'єднують в чотири групи. Окремо виділяють групу лужних порід (таблиця 5.1).

 

 

Таблиця 5.1 - Класифікація магматичних гірських порід

№ п/п Типи порід Породи Мінеральний склад
Інтрузивні ефузивні
І Ультра-основні SiO2 < 45% перидо-тити, дуніти, піро- ксеніти пікрити, кім- берліти олівін, піроксен, рудні мінерали, рідко рогова обманка
ІІ Основні SiO2 45 – 52% габро, лабрадо-рити базальти основний плагіоклаз, піроксени, біотит, олівін
Продовження таблиці 5.1
№ п/п Типи порід Породи Мінеральний склад
Інтрузивні ефузивні
ІІІ Середні SiO2 52 – 65% діорити, квар- цеві діорити андезити, анде- зитові порфіри середній плагіоклаз, рогова обманка, слюди, калієвий польовий шпат
IV Кислі SiO2 > 65% граніти, гранодіорити ріоліти, дацити кварц, польові шпати, кислий плагіоклаз, слюди
V Лужні Na2O + K2O + Li2O 9 – 12% нормальні сіє- ніти, лужні сієніти, ніфелінові сієніти трахіти, трахі- тові порфіри, фоноліти ніфелін, альбіт, ортоклаз, авгіт

 

Осадові гірські породи

Осадова гірська порода - це геологічне тіло, яке складається з мінеральних або органічних утворень, що сформувалося на поверхні суші або на дні водойми та існує в термодинамічних умовах, характерних для верхньої частини літосфери.

Вихідним матеріалом для утворення осадових гірських порід є продукти вивітрювання магматичних, метаморфічних і більш давніх осадових порід; продукти життєдіяльності організмів, вулканічної діяльності, випадання в осад хімічних сполук з атмосферних газів і води, космічного матеріалу.

Осадовий матеріал, що утворився на поверхні суші переміщується водою, вітром, льодом та іншими екзогенними факторaми і поступає у водні басейни. В процесі переносу відбувається його диференціація за розмірами і густиною та часткове осадження на шляху перенесення.

Процес осадонакопичення являє собою комплекс механічних, фізичних, хімічних і біологічних перетворень, які відбуваються в декілька етапів - утворення осадового матеріалу, його перенесення, накопичення і перетворення в осадову гірську породу. Ці етапи називають літогенезом. Вони відбуваються за невеликий геологічний проміжок часу, який, в більшості випадків, не перевищує декілька десятків тисячоліть.

Наступна після літогенезу стадія називається стадією катагенезу. Вона, залежно від особливостей геологічного розвитку території, може тривати декілька сотень мільйонів і навіть мільярди років.

Осадові гірські породи складають близько 10% маси земної кори і покривають 75% поверхні Землі. Основне їх поширення - на материках (752 млн.км2), шельфах і континентальних схилах (158 млн. кмЗ). На дно океанів припадає 190 млн. мз. В межах материків близько 20% об'єму осадових гірських порід залягають на платформах і 48% - в геосинкліналях. Товщина осадової оболонки коливається від часток метра до 10-15 км і можливо навіть більше. Але, в порівнянні з всім об'ємом Землі, це складає надзвичайно малу частину. Нижче осадових порід переважно залягають метаморфічні або магматичні породи.

Формування осадових гірських порід надзвичайно складний природний процес, який проходить в різних умовах і визначається різноманітними факторами та силами земного та космічного походження. Серед них головну роль відіграють тектонічні процеси, клімат, рельєф, життєдіяльність тварин і рослин та ін. Крім того, на утворення осадових гірських порід значний вплив здійснюють: газовий склад атмосфери, сольовий склад і мінералізація вод гідросфери, інтенсивність і форми прояву вулканічної діяльності, склад порід областей живлення та інші фактори.

Осадові гірські породи формуються за рахунок ряду компонентів, що виникають на різних стадіях літогенезу. Основними складовими частинами цих порід є уламкові, хемогенні, біогенні, вулканогенні, колоїдні та космічні компоненти. При цьому, осадові породи можуть включати одну, а найчастіше декілька відмічених складових частин. Найголовнішими з них є уламкова, хемогенна, біогенна, а в давніх відкладах і вулканогенна складові. Роль космічного матеріалу в процесі породоутворення невелика і характерна для порід геосинклінальних областей.

Названі компоненти перебувають у різних поєднаннях та кількісних співвідношеннях, навіть при однаковому хемогенному, біогенному або уламковому походженні. Ця обставина викликає суттєві труднощі при систематизації осадових порід. До сьогоднішнього дня поки що не існує єдиної схеми їх класифікації. Тому, найчастіше застосовується поділ осадових гірських порід, в основу якого покладено умови утворення, структуру і склад основної частини породи. Виділяють три основні групи осадових порід - уламкові, хемогенні та органогенні (таблиця 5.2).

 

 

Таблиця 5.2 - Класифікація осадових гірських порід

Уламкові породи
Підгрупи порід Розмір уламків, мм Рихлі Зцементовані
округлі кутоваті округлі кутоваті
Грубоуламкові (псефіти) >1000 Глиби Глиби Глиб. конглом Глибова брекчія
1000-500 Валун крупний Валун крупний Валунний конгломе-рат Валунна брекчія
500-250 Валун середній Валун середній
250-100 Валун дрібний Валун дрібний
100-50 Галька крупна Щебінь крупний Гальковий конгломе-рат Щебнева брекчія
50-25 Галька середня Щебінь середній
25-10 Галька дрібна Щебінь дрібний
10-5 Гравій крупний Дресва крупна Гравеліт крупний Дресвіт крупний
5-2,5 Гравій середній Дресва середня Гравеліт середній Дресвіт середній
2,5-1,0 Гравій дрібний Дресва дрібна Гравеліт дрібний Дресвіт дрібний
Середньо-уламкові, піщані (псаміти) 1,0-0,5 Пісок крупнозер   Пісковик крупнозер  
0,5-0,25 Пісок се-редньозер.   Пісков се-редньозер.  
0,25-0,1 Пісок дрібнозер.   Пісковик дрібнозер.  
Дрібно-уламкові (алеврити) 0,1-0,05 Алеврит крупнозер   Алевроліт крупнозер  
0,05-0,025 Алеврит середнзер.   Алевроліт середнзер.  
0,025-0,01 Алеврит дрібнозер.   Алевроліт дрібнозер.  
Тонко-уламкові, глинисті (пеліти) 0,01-0,001 Глина груба   Аргіліт грубий  
<0,001 Глина тонка   Аргіліт тонкий  

 

 

Продовження таблиці 5.2
Назва підгруп Органогенні Хемогенні
Карбонатні Вапняк кораловий, вапняк фузуліновий, вапняк-ракушняк, крейда, мергель Вапняк хемогенний, доломіти, мергелі
Кременисті Діатоміт Опока, кремінь
Залізисті - Залізна руда, лімоніт
Алюмінисті - Боксити
Фосфатні - Фосфорити
Галоїдні (соляні) - Кам’яна сіль, калійна сіль
Гіпсові (сірчанокислі) - Гіпси, ангідрити
Каустобіоліти Нафта, горючий газ, буре та кам’яне вугілля, торф, озокерит, горючий сланець -

 

Якщо порода складається з декількох складових частин, то основою для її належності до конкретної групи є кількісне співвідношення між цими частинами. До уламкових належать породи, в яких уламковий матеріал складає понад 50%. До хемогенних і біогенних – породи із вмістом хімічних і біогенних компонентів понад 50%.

В кожному із основних генетичних типів порід поділ на більш дрібні категорії проводиться за додатковими ознаками. В уламкових породах цими ознаками є структурні особливості (розмір і форма уламків); в хемогенних та органогенних - хімічний склад, кількісне співвідношення складових частин, структура, комплекс і ступінь збереженості органічних залишків.

Метаморфічні гірські породи

Назва “метаморфізму” походить від грецького слова "метаморфоз", що означає переродження. Отже, метаморфічні гірські породи утворюються в результаті значної переробки осадових і помірною переробкою магматичних гірських порід в надрах земної кори. Ці переродження супроводжуються сильною або незначною перекристалізацією порід в твердому стані, переважно без суттєвого розплавлення порід метаморфізації.

Метаморфічні породи мають досить широке розповсюдження в земній корі. Вони є основною складовою частиною найдавніших утворень, в тому числі й більшості древніх гірських систем. З цим типом гірських порід генетично пов'язані родовища урану, золота, молібдену, вольфраму, заліза, дорогоцінного і технічного каменю, керамічної та діелектричної сировини та ін. Процеси формування метаморфічних гірських порід відбуваються під впливом високих температур, тисків та циркуляції водних і газових розчинів.

Температура. На основі сучасних досліджень вважають, що метаморфізм відбувається при температурах від 300-4000С до 800-10000С.

Тиск відіграє надзвичайно важливу роль при метаморфізмі. Швидкість зростання тиску з глибиною, головним чином, залежить від середньої густини вищезалягаючих порід і становить 25-30 МПа на 1 км глибини. При цьому, тиск може бути одностороннім (стрес) і всестороннім (гідростатичним).

Підвищення температури в зонах метаморфізму сприяє прискоренню хімічних реакцій в декілька сотень разів, збільшує ступінь ізоморфної змішуваності, призводить до розпаду кристалічних гра

© 2013 wikipage.com.ua - Дякуємо за посилання на wikipage.com.ua | Контакти