Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Івано-Франківський національний технічний
університет нафти і газу
Н.Н. Гунька
ЛАБОРАТОРНИЙ ПРАКТИКУМ
2010
МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ
Івано-Франківський національний технічний
університет нафти і газу
Кафедра теоретичних основ геології
ЗАГАЛЬНА ГЕОЛОГІЯ
ЛАБОРАТОРНИЙ ПРАКТИКУМ
Для студентів напряму підготовки 6.040103 - "Геологія"
Рекомендовано методичною радою
університету
Івано-Франківськ
2010
МВ 02070855-2970-2010
Гунька Н.Н. Загальна геологія: Лабораторний практикум. /2-ге видання. – Івано-Франківськ: ІФНТУНГ, 2010. –
197 с.
Лабораторний практикум розроблений згідно з програмою курсу "Загальна геологія" для студентів напряму підготовки 6.040103- «Геологія» і містить методичні вказівки з виконання лабораторних робіт.
До кожної лабораторної роботи додається детальний виклад теоретичних відомостей та послідовність виконання лабораторних завдань, рекомендується приладдя і зразки мінералів або гірських порід для виконання кожної лабораторної роботи. Лабораторний практикум призначений для студентів очної та заочної форм навчання.
Рецензент: декан геологорозвідувального
факультету кандидат геолого-
мінералогічних наук, професор Омельченко В.Г.
Рекомендовано методичною радою університету
(протокол № _5_ від «_22»_квітня_20_10 р.)
© Гунька Н.Н., 2010
© ІФНТУНГ, 2010
МВ 02070855-2970-2010
Гунька Н.Н. Загальна геологія: Лабораторний практикум. /2-ге видання. – Івано-Франківськ: ІФНТУНГ, 2010. –
197 с.
Лабораторний практикум розроблений згідно з програмою курсу "Загальна геологія" для студентів напряму підготовки 6.040103- «Геологія» і містить методичні вказівки з виконання лабораторних робіт.
До кожної лабораторної роботи додається детальний виклад теоретичних відомостей та послідовність виконання лабораторних завдань, рекомендується приладдя і зразки мінералів або гірських порід для виконання кожної лабораторної роботи. Лабораторний практикум призначений для студентів очної та заочної форм навчання.
Рецензент:
Декан геологорозвідувального
факультету кандидат геолого-
мінералогічних наук, професор В.Г. Омельченко
Завідувач кафедри теоретичних
основ геології кандидат геолого-
мінералогічних наук, доцент О.Р. Стельмах
Нормоконтролер Г.Я. Онуфрик
Інженер І категорії Н.В. Мирка
Рекомендовано методичною радою університету
(протокол № _5_ від «_22»_квітня_20_10 р.)
© Гунька Н.Н., 2010
© ІФНТУНГ, 2010
Зміст
|
Вступ |
5 |
|
Лабораторна робота № 1. Основні кристаломорфологічні властивості мінералів та методи їх визначення__ |
7 |
|
Лабораторна робота № 2. Основні фізичні властивості мінералів та методи їх визначення _____________ |
21 |
|
Лабораторна робота № 3. Головні породо- і рудотворні мінерали та методи їх визначення___________ |
36 |
|
Лабораторна робота № 4. Магматичні гірські породи та методи їх визначення _________________________ |
59 |
|
Лабораторна робота № 5. Осадові гірські породи та методи їх визначення ___________________________ |
73 |
|
Лабораторна робота № 6. Метаморфічні гірські породи та методи їх визначення ____________________ |
88 |
|
Лабораторна робота № 7. Форми залягання гірських порід та методи їх визначення ____________________ |
107 |
|
Лабораторна робота № 8. Вік гірських порід та їх періодизація ___________________________________ |
126 |
|
Лабораторна робота № 9. Геологічні карти, розрізи і стратиграфічні колонки та методи їх складання _____ |
138 |
|
Література ___________________________________ |
155 |
|
Найважливіші геологічні і геоморфологічні терміни ______________________________________ |
156 |
Вступ
Успішний розвиток всіх галузей гірничої промисловості України можливий тільки при наявності в ній висококваліфікованих спеціалістів, здатних на основі одержаних глибоких теоретичних знань і практичних навиків керувати складними виробничими процесами. В зв’язку з цим освоєння курсу загальної геології відіграє надзвичайно важливу роль у підготовці та формуванні спеціалістів з геології нафти і газу, геофізичних методів пошуків і розвідки корисних копалин, розробки та експлуатації нафтових і газових родовищ, бурінню нафтових і газових свердловин, проектування і спорудження нафтогазопроводів, газосховищ і нафтобаз тощо.
Особливе місце при засвоєнні основ геології вказаними майбутніми спеціалістами належить лабораторному практикуму, тобто виконанню необхідної кількості лабораторних робіт, без яких подальше вивчення програмного матеріалу спеціальних дисциплін практично неможливе. Тому в даному лабораторному практикумі даються важливі науково-теоретичні і практичні рекомендації по виконанню дев’яти лабораторних робіт із загальної геології. При цьому кожна із них включає мету засвоєння, коротке теоретичне обґрунтування, послідовність і методичні рекомендації по її виконанню
Успішне засвоєння курсу вимагає систематичної самостійної роботи з основними породотворними мінералами, зразками гірських порід, геологічними розрізами і картами, рекомендованою літературою.
Відповідно до сучасних кваліфікаційних вимог до гірничих інженерів студент після опанування дисципліни повинен знати:
Закінчивши вивчення курсу, студент повинен вміти:
При підготовці лабораторного практикуму використано літературні джерела вітчизняних і зарубіжних вчених, досягнення виробничих і науково-дослідних організацій України, а також окремі підручники, навчальні посібники і монографії з кристалографії, мінералогії, петрографії, літології, структурній геології тощо. Лабораторний практикум складено з врахуванням зауважень і рекомендацій на методичні вказівки проведення лабораторних робіт професорів М.І. Куровця і Н.Н. Гуньки.
Основні кристаломорфологічні властивості мінералів та методи їх визначення
1 Вступ
Верхня оболонка Землі – земна кора складена різноманітними мінералами і гірськими породами.
Мінерали – природні сполуки або самородні елементи з певним хімічним складом, внутрішньою будовою, морфологічними і фізичними властивостями, що утворилися в природних умовах в результаті різноманітних геологічних процесів.
Мінерали в природі знаходяться переважно у твердому стані, рідше зустрічаються рідинні (ртуть) і газоподібні (горючі гази, вуглекислий газ та ін).
При виконанні цієї лабораторної роботи проводиться вивчення тільки твердих мінералів. Серед твердих мінералів виділяють кристалічні та аморфні, які різко відрізняються між собою не тільки внутрішньою будовою, але й зовнішнім виглядом. Ці особливості, в основному, визначають ті геологічні і термодинамічні умови, в яких формуються окремі мінерали або їх асоціації, тобто гірські породи і руди. Знання цих особливостей необхідно як при пошуково-розвідувальних роботах, так і при розробці технологій буріння свердловин, системи розробки нафтових і газових родовищ. Таким чином, виконання даної лабораторної роботи ставить за мету навчити студентів основним навикам визначення головних кристалографічних і морфологічних особливостей мінералів.
2 Обґрунтування роботи і методика її виконання
При виконанні цієї лабораторної роботи рекомендується наступний порядок її проведення:
2.1 Агрегатний стан мінералів і його визначення
Зараз відомо більше 3000 мінеральних видів, але лише небагато із них мають широке розповсюдження в земній корі. Серед них найбільш широке розповсюдження мають тверді мінерали за винятком води, яка займає значну частину поверхні Землі. Тверді мінерали в більшості випадків є кристалічними речовинами. Характерною особливістю для них є їх кристалічна внутрішня будова, яка виражається в закономірному розташуванні в просторі атомів, іонів або молекул. Таке закономірне розташування атомів, іонів або молекул призводить до того, що кристалічні мінерали зовнішньо набувають правильної геометричної форми, утворюючи різноманітні багатогранники.
Головним визначальним фактором кристалічності та аморфності мінералів є їх внутрішня будова, тобто характер розташування атомів, іонів або ж молекул у просторі. Для кристалічних мінералів характерною особливістю є те, що атоми, іони або молекули, які їх складають, розміщені строго закономірно, тобто утворюють певні типи структур, в яких відстані між окремими структурними вузлами в різних напрямках постійні на відміну від аморфних, в яких подібні структури відсутні, а тому відстані між атомами, іонами або молекулами можуть бути різноманітними.
Визначення агрегатного стану мінералів проводиться на реальних зразках. При цьому необхідно встановити, в якому стані знаходиться мінерал – кристалічному чи аморфному. Визначення цих особливостей рекомендується проводити як візуально, так і з допомогою бінокулярної лупи або мікроскопа. Як вказувалось вище, кристалічні мінерали можуть утворювати добре огранені кристали або різні зерна і їх зростки. У відповідності з тим, визначення кристалічності має свої особливості. Так в першому випадку кристалічний стан мінералу визначається за наявністю на кристалах граней, ребер, вершин або їх фрагментів; в другому – за такими ознаками, як характер тріщинуватості, зламу, їх морфології та ін.
При вивченні аморфних мінералів необхідно пам’ятати, що для них характерні різні натічні форми у вигляді окремих концентрично-зональних виділень або корок без правильного зовнішнього огранювання, часто фарфоро- або склоподібного вигляду. Аморфні мінерали переважно набувають форми простору, в котрому вони сформувались.
2.2 Елементи огранювання кристалу та їх визначення
Для кристалічних багатогранників мінералів характерною особливістю є їх геометрична форма, яка характеризується розвитком граней, ребер і вершин.
Грані в ідеальному вигляді являють собою рівні площини різноманітних форм і розмірів і відповідають плоским сіткам просторової решітки.
Ребра - прямі лінії, які утворюються на перетині двох граней і на мікрорівні відповідають просторовим рядам просторових решіток. Кількість ребер і їх величина знаходяться в прямій залежності від внутрішньої будови кристалу.
Вершини місця перетину ребер кристалу. Вони відповідають просторовим вузлам.
Між гранями, ребрами і вершинами кристалів існує певна залежність, відома під назвою закону Ейлера-Декарта і має наступний вираз:
На реальних кристалах грані, ребра і вершини дуже часто ускладнені різноманітними дислокаціями, які набувають викривлену, випуклу або ввігнуту форми.
Визначення елементів огранювання кристалів проводиться в основному на дерев’яних моделях. Закріплення матеріалу бажано провести на реальних кристалах окремих мінералів.
При визначенні елементів огранювання кристалів на дерев’яних моделях необхідно пам’ятати формулу Ейлера-Декарта. Однак, якщо на дерев’яних моделях ця залежність встановлюється виразно, то на реальних кристалах окремих мінералів, внаслідок недосконалості їх огранювання вона не завжди може бути встановленою. В таких випадках рекомендується уявно відсутні або слабо розвинуті грані продовжити до їх перетину і, відповідно, провести підрахунок граней, ребер і вершин.
2.3 Симетрія кристалів і її визначення
Для більшості кристалічних багатогранників характерною особливістю є їх симетрія, котра проявляється в повторенні окремих частин кристалу відносно так званих елементів симетрії, певне ціле число разів.
В комплекс елементів симетрії, за допомогою яких визначається симетрія кристалу, входять центр інверсії, поворотні осі симетрії, інверсійні осі симетрії, площини симетрії та одиничні напрями.
Центр інверсії (С) - це точка всередині фігури, через яку, якщо провести пряму, то по обидві сторони від неї на однакових відстанях знаходяться аналогічні частини фігури.
Поворотні осі симетрії (L) - це прямі, при обертанні навколо яких на 3600 частини фігур повторюються “n” ціле разів. Осі симетрії бувають другого (L2-1800), третього (L3-1200), четвертого (L4-900) і шостого (L6-600) порядків. Осі першого порядку (L1-3600) присутні в усіх кристалах в необмеженій кількості і визначального значення для систематики кристалічних тіл не мають. Осі п’ятого, сьомого і вище непарних, а також парних восьмого, дванадцятого та ін. порядків в кристалах відсутні в зв’язку з тим, що їх наявність привела б до порушення щільності кристалів.
Інверсійні осі симетрії (Lі) - це прямі, при обертанні навколо яких на 3600 з відповідним перенесенням - відбиттям (інверсією) через центр кристалу аналогічні частини суміщаються самі з собою “n” ціле число разів. В кристалах можуть бути інверсійні осі четвертого (Lі 4) і шостого (Lі 6) порядків. Даний тип осей відноситься до комбінованих для визначення яких використовуються дві дії - обертання навколо осі симетрії на певний кут і перенесення - відбиття (інверсія) через центр кристалу.
Площини симетрії (Р) - це площини, які ділять кристал на дві рівнозначні частини, розміщені одна відносно другої як предмет і його дзеркальне відбиття. Площини симетрії проходять через ребра, перпендикулярно до граней і через вершини, ділячи гранні кути на дві рівні частини.
Одиничний напрямок (ОН) - це напрям в кристалах, який не має собі аналогічного. В кристалах може знаходитись один одиничний напрям, три, багато і необмежена кількість.
За комплексом елементів симетрії всі кристалічні багатогранники об’єднуються в 32 види (класи симетрії), які в свою чергу згруповані в сім наступних сингоній: триклінну, моноклінну, ромбічну, тригональну, тетрагональну, гексагональну і кубічну, які об’єднані в три категорії - нижчу, середню і вищу (табл. 1.1). При цьому кожній із названих сингоній і категорій притаманні свої визначальні елементи симетрії та параметри елементарної комірки кристалічної структури (табл. 1.2).
При визначенні елементів симетрії кристалу рекомендується наступний порядок:
- визначення центру інверсії;
- визначення осей симетрії;
- визначення площин симетрії.
Визначення центру інверсії проводиться шляхом встановлення паралельності граней. При цьому кристал кладеться на стіл, а зверху визначається паралельна нижній друга грань. Необхідною умовою наявності центру інверсії є наявність в кристалі попарно паралельних граней. Отже, якщо кожна грань в кристалі має собі паралельну - центр інверсії присутній. Якщо в кристалі є хоч би одна грань, яка не має собі паралельної - центр симетрії відсутній.
При визначенні осей симетрії рекомендується зорієнтувати кристал в просторі так, щоб вісь вищого порядку (Ln) (якщо вона є) розташовувалась вертикально. При такому положенні можливі три напрямки осей симетрії: вертикальний, похилий, горизонтальний.
При визначенні площини симетрії необхідно пам’ятати, що площина симетрії ділить кристал на дві дзеркально рівні частини, тобто всі частини фігури одної половини кристалу є дзеркальним відбиттям другої половини кристалу.
Визначення сингонії і категорії проводиться згідно таблиці 1.1 і 1.2. Для визначення сингонії кристалу необхідно визначити всі його елементи симетрії: центр інверсії, осі симетрії і площини симетрії. Отримана сукупність елементів симетрії являє собою одну із 32-х кристалографічних формул багатогранників, котра дозволяє віднести кристал до тої або іншої сингонії або категорії. Якщо отримана формула не відповідає одній із 32-х формул кристалів, наведених в таблиці 1, то еле-
Таблиця 1.1 – Класифікація і форми симетрії кристалічних багатогранників
|
Ступінь, вид і формула симетрії |
Інверсійнапланальна |
15Li42L22P |
27Li63L23P |
||||||
|
Інверсійно-примітивна |
14Li4 (L2) |
26Li63L23P |
|||||||
|
Планаксі-альна |
5CL2P |
8C3L23P |
13CL44L25P |
20CL33L25P |
25CL66L27P |
32C4L33L46L29P |
|||
|
Планальна |
4P |
7L22P |
12L44P |
19L33P |
24L66P |
314L33L26P |
|||
|
Аксіальна |
3L2 |
63L2 |
11L44L2 |
18L33L2 |
23L46L2 |
304L33L46L2 |
|||
|
Центра-льна |
2С |
10CL4P |
17CL3 |
22CL6P |
29C4L33L23P |
||||
|
Примі-тивна |
1- |
9L4 |
16L3 |
21L6 |
284L33L2 |
||||
|
Синго-нія |
Триклін-на |
Монок-лінна |
Ромбіч-на |
Тетра-гональ-на |
Триго-нальна |
Гексаго-нальна |
Кубічна |
Таблиця 1.2 – Характеристика сингоній і категорій
кристалів
|
Категорія. Коротка характеристика |
Сингонія |
Кількість одиничних напрямів |
Визначаль-ні елементи симетрії |
|
НИЖЧА Декілька одиничних напрямів. Осі симетрії L3, L4, L6 відсутні |
Триклинна |
Всі |
С |
|
Моноклінна |
Багато |
Р, L2, L2PC |
|
|
ромбічна |
Три |
L22P, 3L2, 3L23PC |
|
|
СЕРЕДНЯ Один одиничний напрямок співпадає з L3, L4, L6 |
тригональна |
Один |
L3 |
|
тетрагональна |
Один |
L4 (Li4) |
|
|
гексагональна |
Один |
L6 (Li6) |
|
|
ВИЩА Одиничні напрями відсутні |
Кубічна |
- |
4L3 |
менти симетрії визначено невірно. Для цього необхідно провести повторне їх визначення.
2.4 Форми кристалів і їх визначення
На кристалах можуть бути розвинутими як грані однакові за своєю зовнішньою формою і розмірами (в ідеальному випадку), так і грані різні за своєю формою і розмірами. Грані кристалів однакові за своєю формою і розмірами і пов’язані між собою відповідними елементами симетрії носять назву простих форм (табл. 1.3).
Сукупність декількох простих форм розвинутих на одному кристалі і пов’язаних між собою елементами симетрії носить назву комбінації. Визначення форм кристалів проводиться як на реальних кристалах, так і на дерев’яних моделях.
Серед комбінацій виділяють як прості, які складаються з одного виду простих форм, так й складні, які представлені різними простими формами. Кількість простих форм тої або іншої комбінації визначається формулою симетрії. При цьому кожному виду симетрії властива своя група простих форм, які утворюють комбінації. В комбінацію триклінної сингонії входять дві прості форми, моноклінної - чотири, ромбічної - сім, тригональної - одинадцять, гексагональної - дев’ять і кубічної - п’ятнадцять. Прості форми триклінної сингонії завжди переходять в моноклінну, ромбічну, тригональну, тетрагональну і гексагональну сингонії.
При визначенні форми граней як комбінацій, так і простих форм необхідно пам’ятати, що тільки грані закритих простих форм мають свою постійну зовнішню форму. Форма граней відкритих простих форм залежить від способу їх з’єднань з іншими простими формами. В комбінаціях зовнішня форма граней простих форм майже завжди не відповідає їх вихідному виду. При їх визначенні необхідно кожну грань простої форми уявно продовжити до можливого перетину з іншими простими формами і уявити собі її форму.
Таблиця 1.3 – Прості форми кристалічних багатогранників та їх кристалографічні формули
|
Катюго-рія |
Назва сингонії |
Назва простої форми |
Кристалографічна формула |
|
НИЖЧА |
Триклінна |
Моноедр Пінакоїд |
- С |
|
Моноклінна |
Ромбічна призма Діедр |
CL2P L2, P |
|
|
Ромбічна |
Ромбічна піраміда Ромбічна біпіраміда Ромбічний тетраедр |
L22P (3L2)P 3L2 |
|
|
СЕРЕДНЯ |
Тригональна |
Тригональна призма Дітригональна призма Тригональна піраміда Дітригональна піраміда Дітригональна біпіраміда Ромбоедр Тригональний скаленоедр Тригональний трапецоедр |
L33L24P L33L24P L33P L33L33P L33L24P L33L23P L33L23P L33L2 |
|
Тетрагональна |
Тетрагональна призма Дітетрагональна призма Тетрагональна піраміда Дітетрагональна піраміда Тетрагональна біпіраміда Дітетрагональна біпіраміда Тетрагональний тетраедр Тетрагональний скаленоедр Тетрагональний трапецоедр |
CL44L25P CL44L25P L44P L44P CL44L25P CL44L25P Li42L22P Li42L22P L44L2 |
|
|
Гексагональна |
Гексагональна призма Дігексагональна призма Гексагональна піраміда Дігексагональна піраміда Гексагональна біпіраміда Дігексагональна біпіраміда Гексагональна трапецоедр |
CL66L27P CL66L27P L66P L66P CL66L27P CL66L27P L66L2 |
|
|
ВИЩА |
Кубічна |
Тетраедр Гексаедр Октаедр Тригонтритетраедр Тетрагонтритетраедр Пентагонтритетраедр Гексатетраедр Тетрагексаедр Ромбододекаедр Дідодокаедр Тригонтриоктаедр Тетрагонтриоктаедр Гексаоктаедр |
3L34L36P C3L44L36L2P CL44L36L29P 3L24L36LP 3L24L36LP 3L24L3 C3L44L36L29P C3L44L36L29P 3L24L3 C3L24L36L29P C3L44L36L29P 3L24L3 C3L44L36L29P |
2.5 Морфологія мінеральних індивідів і методи
її визначення
Мінерали, сформовані в надрах Землі або на її поверхні, можуть бути представлені як окремими індивідами (кристалами або їх уламками і зернами), так і різними агрегатами (зростками).
За своєю зовнішньою формою (габітусом, абрисом) мінеральні індивіди діляться на три основні типи: ізометричний, видовжений і сплюснутий.
До ізометричного типу габітусу належать кристали, які розвинуті в трьох напрямках однаково або майже однаково, тобто в котрих а=b=c. Різновидності ізометричного габітусу визначаються характером розвитку на них простих форм (гексаедричний, тетраедричний та ін.).
До видовженого типу габітусу належать кристали, в яких а=b<c. Різновидностями видовженого типу габітусу є пірамідальний, біпірамідальний, призматичний, списовидний, голчастий, волокнистий.
До сплюснутого типу габітусу належать кристали, в яких а=b>c. Різновидностями сплюснутого типу габітусів є таблитчастий, пластинчастий, листоватий, лусковатий.
Визначення морфології мінеральних індивідів проводиться безпосередньо на реальний кристалах мінералів як візуально, так і з допомогою бінокулярної лупи або мікроскопу. При цьому вимір величин “а”, “b”, “с” проводиться лінійкою або “на око”.
При визначенні типу габітусу мінерального індивіду необхідно пам’ятати, що для кубічної сингонії властивий в основному ізометричний габітус, для тригональної, тетрагональної і гексагональної - подовжений і для триклінної, моноклінної і ромбічної - сплюснутий. При вивченні зовнішньої форми мінерального індивіду рекомендується визначити не тільки його головний габітусний тип, але й різновидність.
На кристалах мінералів встановлено 47 простих форм (табл. 1.3), серед яких виділяють відкриті прості форми (піраміди, пінакоїди) і закриті прості форми (біпіраміда, гексаедр, октаедр та ін.).
2.6 Морфологія мінеральних агрегатів
Серед мінеральних агрегатів виділяють два типи зростань - закономірні і незакономірні.
До закономірного типу зростань належать епітаксичні і паралельні зростання, двійники, трійники, п’ятірники, шестірники тощо.
Паралельні зростання - зростання двох і більше кристалічних індивідів, які зрослися один з одним по однакових гранях і орієнтовані за одними і тими ж елементами симетрії.
Епітаксичні зростання - кристалічні агрегати різнорідних за хімічним складом мінералів, що зрослися в певній кристалографічній орієнтації.
Двійники - закономірні зростання двох однорідних за своїм хімічним складом кристалічних мінеральних індивідів, зростання яких відбулося за певною кристалографічною орієнтацією.
До незакономірного типу зростань належать зернисті і землисті агрегати, а також дендрити, друзи, конкреції, секреції, ооліти, сфероліти, сталактити і сталагміти тощо.
Зернисті агрегати найбільш розповсюджені в природі. В залежності від однорідності зерен серед них виділяються рівномірнозернисті і нерівномірнозернисті. За величиною зерен серед зернистих агрегатів виділяють тонкозернисті, дрібнозернисті, середньозернисті та гігантозернисті.
За мінеральним складом серед зернистих агрегатів виділяють мономінеральні, які складені кристалічними індивідами одного мінерального виду, і полімінеральні, які складені кристалічними індивідами декількох мінеральних видів.
Землисті агрегати мінералів в більшості являють собою пухкі або слабо зцементовані скупчення кристалічних індивідів, що утворилися в певних умовах кристалогенезу. Прикладом можуть бути виділення дрібних кристалів самородної сірки, каолініту тощо. Величина кристалічних індивідів не перевищує долей міліметра і за своїм виглядом вони нагадують м’який сипкий грунт.
Дендрити – деревоподібні агрегати, що складаються із окремих кристалічних індивідів, зрощених між собою по певних гранях, ребрах або вершинах.
Друзи – скупчення кристалічних індивідів, які мають спільну основу зростання. Формуються вони в порожнинах, де максимального розвитку набувають лише ті кристали, подовжені осі зародків яких мають максимальний кут нахилу до основи на якій формується друза.
Конкреції це близькі за формою до кулеподібних утворення кристалічних агрегатів з радіально-променевою будовою, в яких ріст кристалічних індивідів відбувається від центру до периферії. Формування конкреції відбувається безперервно від початку до кінця, іноді в декілька стадій.
Секреції – пустотілі порожнини, стінки яких виповнені кристалічними індивідами, ріст яких відбувається від периферії до центру. Форма і розміри секреції визначаються формою і розміром пустоти.
Ооліти – кулькоподібні утворення радіально-променевої будови, що складені монокристалевими голчастими індивідами, ріст яких як одноактний процес мінералоутворення проходив від центру до периферії.
Сфероліти на відміну від оолітів мають концентрично-зональну будову, при цьому кожний шар луски відповідає окремій стадії кристалогенезу. Наростання кожної луски супроводжується певною перервою в часі.
Сталактити – бурулькоподібні утворення, формування яких відбувається в порожнинах різної величини і печерах, ріст яких проходить зверху вниз. У розрізі можуть мати радіально-променеву і лускоподібну будову. Розмір коливається від декількох сантиметрів до десятих метрів.
При з’єднанні сталактитів і сталагмітів утворюються печерні колони, які одержали назву сталагнатів. Їх розміри досягають іноді десятків метрів висоти. Внутрішня будова сталагнатів, характер їх поверхні аналогічні до сталактитів і сталагмітів.
Ниркоподібні агрегати - різні натічні форми, що утворились в результаті відкладання мінеральної речовини з колоїдальних і рідше з дійсних мінеральних розчинів у приповерхневих або поверхневих зонах земної кори.
3 Морфологічні особливості аморфних мінералів
Аморфний стан мінеральної речовини різко відрізняється від кристалічного за фізичними і морфологічними ознаками. Пов’язано це з тим, що характер розташування структуротворних вузлів в просторі в цих мінералах незакономірний і не відповідає правильній просторовій решітці із чітко закономірними лінійними (a, b, c) і кутовими (, , ) параметрами.
Причиною формування аморфних мінеральних агрегатів є те, що вони утворюються не з перенасичених розчинів, а з колоїдального або, при різкому пониженні температури і тиску, мінералотворного середовища. Їх морфологія представлена різноманітними безформними, ниркоподібними і горбоподібними виділеннями, бурульками та іншими морфологічними формами.
Визначення морфології мінеральних агрегатів проводиться на реальних взірцях мінералів. При цьому спочатку визначається тип агрегату, потім його мінеральний склад (агрегат мономінеральний чи полімінеральний) і, нарешті, величину зерен, що складають агрегат мінералів.
4 Необхідні приладдя і зразки для виконання роботи
Для виконання лабораторної роботи необхідні наступні приладдя і зразки:
5 Контроль засвоєного матеріалу
Основні фізичні властивості мінералів та методи їх визначення
1 Вступ
Виконання цієї лабораторної роботи становить перед собою завдання навчити студентів визначати головні фізичні властивості мінералів. Для того, щоб розпізнавати мінерали за зовнішніми ознаками і визначити приблизно їх склад, необхідно знати фізичні властивості кожного мінералу. При цьому слід зазначити, що окремі фізичні властивості можуть бути однаковими у різних мінералів і, навпаки, яка-небудь властивість, наприклад, колір або густина у одного і того ж мінералу можуть змінюватися в залежності від їх хімічного складу, кількості і характеру домішок. Тому при вивченні мінералу необхідно встановити оптимальну кількість його ознак, що дозволить провести його діагностику. При геологорозвідувальних роботах і особливо при бурінні нафтових і газових свердловин вивчення і визначення речовинного складу кернового матеріалу відіграє надзвичайно важливу роль як в коректуванні основного напряму ведення пошуково-розвідувальних робіт, так і в розробці нових технологій розкриття продуктивних пластів і впровадження ефективних методів підвищення нафтогазоконденсатовіддачі продуктивних пластів.
2 Обґрунтування і порядок виконання роботи
Головними фізичними властивостями мінералів є:
2.1 Густина
Густина являє собою масу речовини, яка припадає на 1 м3 дистильованої води при t-4С. Величина густини мінералів коливається від 800 кгм3 (озокерит) до 23000 кгм3 (осмістий іридій).
Визначення густини проводиться зважуванням мінералів “на руці”, тобто визначається його відносна вага.
Для визначення густини мінералів рекомендується користуватись нижчеприведеною шкалою (табл. 2.1).
В природі частіше всього зустрічаються мінерали густиною від 2000 до 5000 кгм3.
Таблиця 2.1 - Групи відносних густин мінералів і їх характеристика
|
Група |
Густина |
Границі густини, кг/м3 |
Типові мінерали і їх густина |
|
1 |
Дуже легкі |
<1000 |
Озокерит – 800-900, лід- 920 |
|
2 |
Легкі |
1000-4000 |
Янтар – 1050 Флюорит – 3250 |
|
3 |
Середні |
4100-7000 |
Халькопірит – 4300 Барит – 4700 |
|
4 |
Тяжкі |
7100-10000 |
Галеніт – 7600 |
|
5 |
Дуже тяжкі |
>10000 |
Золото – 18000 |
2.2 Твердість
Твердість являє собою одну із найважливіших діагностичних ознак мінералів. Під твердістю розуміють ступінь опору мінералів зовнішньому механічному впливу. Для визначення твердості в лабораторних і польових умовах прийнято шкалу Маоса, в котрій в якості еталонів використовуються мінерали з відомою і постійною твердістю. Ці мінерали розташовуються в порядку зростання твердості так, що попередній мінерал подряпується наступним (табл. 2.2).
Для визначення твердості мінералу гострим кінцем уламка мінералу-еталона натискують на мінерал. Якщо еталон залишає подряпину на мінералі, то його твердість вища, а якщо залишає слід еталону у вигляді порошку, то його твердість нижча від твердості досліджуваного мінералу. Підбираючи так еталони, визначають відносну твердість.
На практиці часто застосовують для визначення твердості різні розповсюджені предмети. Так, твердість олівця - 1,
Таблиця 2.2 – Шкала твердості Мооса і основні її показники
|
Відносна твердість |
Найменування мінералу-еталону |
Основні показники мінералу - еталону |
|
1 |
Тальк |
Залишає сліди на папері, дереві, шкірі |
|
2 |
Гіпс |
Подряпується нігтем |
|
3 |
Кальцит |
Подряпується мідною голкою |
|
4 |
Флюорит |
Подряпується залізною голкою, цвяхом |
|
5 |
Апатит |
Слабо подряпується сталевою голкою |
|
6 |
Ортоклаз |
Слабо ріже скло під великим натиском |
|
7 |
Кварц |
Добре ріже скло під великим натиском |
|
8 |
Топаз |
Ріже скло під невеликим натиском |
|
9 |
Корунд |
Слабо ріже скло без натиску |
|
10 |
Алмаз |
Добре ріже скло |
нігтя - 2, бронзової монети - 3,5-4, скла - 5, голки і ножа - 6, напильника - 7. Мінерали з більшою твердістю зустрічаються рідко. В світовій практиці часто використовують металеві стержні з відповідною твердістю.
2.3 Спайність
Спайність - це здатність мінералу розколюватися або розщеплюватися по паралельних площинах, які відповідають певним кристалографічним напрямкам, по яких в кристалічній структурі проявляється найменша сила зчеплення атомів, іонів або молекул. В залежності від характеру площин спайності виділяють чотири типи спайності (табл. 2.3).
Для визначення типу спайності мінералу необхідно пам’ятати, що вона в залежності від типу структури може проходити в одному (слюди), двох (амфіболи), трьох (галіт), в чотирьох (флюорит) напрямках. Спайність визначається при подрібненні мінералів. При необхідності тип спайності рекомендується визначати під бінокулярним мікроскопом.
Необхідно вміти відрізнити площини спайності від граней кристалу. Площини спайності мають більш сильний блиск і свіжий вигляд. Крім того, вони утворюють ряд паралельних одна одній поверхонь, які в більшості випадків гладкі або глянцеваті.
Таблиця 2.3 - Спайності мінералів і їх характеристика
|
Типи спайності |
Найменування спайності |
Характер площин спайності |
Типові мінерали |
|
1 |
Дуже досконала |
Мінерал легко розчіплюється на тонкі листи з утворенням дзеркальних площин спайності |
Мусковіт, біотит |
|
2 |
Досконала |
Мінерал розчіплюється на пластини з утворенням одиноких східців |
Гіпс, галіт |
|
3 |
Середня |
Мінерал слабо розколюється на пластини. Характерні раковисті сходинки і слабо виражені площини спайності |
Мікроклін, магнетит |
|
4 |
Малопомітна |
Мінерал не розколюється по певних площинах, а утворює одиничні східці. В цілому поверхня розлому нерівна, пагорбкова |
Кварц, олівін, берил |
2.4 Злам
Злам – це вид поверхні, утвореної при розколюванні мінерального індивіду. Він є важливою діагностичною ознакою для ряду мінералів. Виділяють наступні типи зламів (табл. 2.4). Визначення типу зламу проводиться візуально або під бінокулярним мікроскопом.
Таблиця 2.4 - Основні типи зламів та їх характеристика
|
Тип зламу |
Назва зламу |
Характеристика поверхні зламу |
Характерні мінерали |
|
1 |
Дзеркально-рівний |
Рівна, дзеркальна |
Мусковіт, біотит |
|
2 |
Сходинковий |
Сходинкова в деяких напрямах |
Польові шпати, флюорит, галіт |
|
3 |
Нерівний без дзеркальних поверхонь |
Нерівна без дзеркальних площин |
Берил, турмалін |
|
4 |
Раковистий |
Раковиста без площин спайності |
Кварц, халцедон, бурштин |
|
5 |
Скалкоподібний |
Скалковидна, гачкувата |
Торці волокнистих серпентину, гіпсу |
2.5 Крихкість
2.5 Крихкість – властивість мінералів подрібнюватися при механічній дії з утворенням тріщин або уламків різної величини і форми.
Пластичність – властивість мінералів деформуватися під зовнішнім механічним впливом без утворення тріщин або уламків.
Обидві властивості тісно взаємопов’язані між собою і мають не тільки діагностичне, але й технологічне значення у визначенні розробки схем видобутку та збагачення корисних копалин.
Крихкість і пластичність визначається двома методами: експериментальним – на склерометрах і відносним – дряпанням мінералу загостреним сталевим предметом. За крихкістю і пластичністю всі мінерали згруповано в п’ять ступенів крихкості (табл. 2.5).
Таблиця 2.5 - Шкала крихкості і пластичної мінералів
|
Ступінь крих-кості |
Характеристика крихкості |
Навантаження, при якому утворюються тріщини |
Мінерали – еталони |
|
1 |
Дуже крихкі |
<20 |
Гіпс |
|
2 |
Крихкі |
20-50 |
Пірит |
|
3 |
Слабо пластичні |
50-100 |
Кварц |
|
4 |
Пластичні |
100-200 |
Самородне золото |
|
5 |
Дуже пластичні |
>200 |
Самородна мідь |
2.6 Прозорість
Прозорість – це властивість мінералу пропускати через себе певну кількість світлових променів у видимому спектрі. Прозорість тіснішим чином пов’язана з блиском і визначається коефіцієнтом поглинання світла. В залежності від коефіцієнта поглинання світла всі мінерали умовно можна поділити на три групи: прозорі, напівпрозорі і непрозорі (табл. 2.6).
Таблиця 2.6 - Основні типи прозорості мінеральних індивідів
|
№ п/п |
Типи прозорості |
Межі показників заломлення, N, % |
Межі показників відбиття, R, % |
Характерні мінерали - еталони |
|
1 |
Прозорі |
1,3-2,4 |
3,1-17,2 |
Гірський кришталь, алмаз, смарагд |
|
2 |
Напівпрозорі |
2,4-3,0 |
17,2-15,0 |
Кіновар, клейфан, гематит |
|
3 |
Непрозорі |
3,0-4,9 |
25,0-95,0 |
Антимоніт, молібденіт, срібло |
Визначення прозорості мінералів в лабораторних умовах проводиться на спеціальних приладах – рефрактометрах, які дозволяють встановити показник внутрішнього відбиття мінералу в процентах.
В польових умовах визначення типу прозорості рекомендується проводити згідно шкали прозорості, в яку входять: прозорий гірський кришталь, півпрозорий сфалерит (клейофан) і непрозорий пірит. Однак при визначенні прозорості рекомендується проводити в тонких уламках або пластинах за допомогою бінокулярного мікроскопу в проходячому світлі.
2.7 Забарвлення
Забарвлення – характер взаємодії електромагнітного випромінювання видимого діапазону світлових хвиль з електронами атомів, іонів або молекул, які входять до складу кристалічної структури мінералів. Встановлено, що видимий спектр електромагнітних хвиль коливається в межах 3800 – 7600А. Їх довжини викликають сім типів забарвлення : фіолетове, синє, блакитне. Зелене, жовте, оранжеве і червоне. Крім хімічного складу мінералу, на його забарвлення часто впливають механічні домішки, дефекти в кристалічних структурах, мікротріщини та ряд інших факторів. Ряд мінералів змінюють своє забарвлення в залежності від кристалографічних напрямків.
Згідно сучасної класифікації, виділяють три групи забарвлення – ідіохроматичне, алохроматичне і псевдохроматичне.
Ідіохроматичне (власне) забарвлення обумовлене певними особливостями хімічних елементів, які входять до його складу (структуротворні, ізоморфні домішки – хромофори), характером електронної, так званої зонної структури мінералів різних дефектів. За здатністю оптичного поглинання, виділяють наступні підтипи ідіохроматичного забарвлення:
а – металовидне забарвлення з максимумом відбиття світлових променів. Це мінерали з металічним і ковалентним типами зв’язку як наслідок міжзонних переходів електронів (пірит, золото) або фундаментальної смуги поглинання (кіновар, ауріпігмент, куприт);
б – забарвлення, обумовлене електронними переходами між різними іонами, а також між різновалентними іонами металів – це мінерали трьохвалентного заліза (О2- Fe3+), мінерали які вміщують різновалентні іони Fe2+ і Fe3+ (аквамарин, вівіаніт);
в – забарвлення пов’язане з іонами перехідних металів Fe, Co, Ni, Cu, Mn, Cr, Ti, V (ізумруд, рубін, рубеліт, малахіт, родоніт);
г – радіаційне забарвлення, пов’язане з утворенням під дією радіоактивного розпаду радіоактивних елементів електронно-дирчастих центрів забарвлення (синє і фіолетове забарвлення галіту і флюориту, жовте і димчасте забарвлення кальциту і кварцу та ін.).
Найбільш типовими хромофорами (забарвлюючі елементи), які викликають те, чи інше забарвлення, є: титан, ванадій, хром, марганець, залізо, мідь та деякі інші елементи. Так Fe2+ - зелені, Ті4+ - інтенсивні червоно-бурі, Cr3+ - зелені, Ni2+ - зелені та ін.
Алохроматичне забарвлення мінералів є наслідком включень в них сторонніх домішок у вигляді інших мінералів різного забарвлення, пухирців газів і рідин. Це забарвлення не пов’язане із власне хімічним складом мінералів. Отже воно не постійне. Як приклад можна навести ряд різновидностей кварцу:
Псевдохроматичне забарвлення зумовлене процесами дифракції та інтерференції світлових променів в кристалічних структурах мінералів, а також розсіюванням, заломленням, повним внутрішнім відбиттям білого світла, з особливостями будови мінеральних індивідів (закономірне повторення фаз різного складу в іризуючих сонячних і місячних різновидностях польових шпатів), глобулярної будови атомів, наявності органічних домішок в перлах, утворення іризуючих плівок на поверхні зерен або кристалів в результаті їх окислення та ін.
Вивчення та визначення забарвлення в лабораторних умовах проводиться шляхом одержання кривих спектрального поглинання, при якому фіксується поглинання відповідних ліній головніших хромофорів з певною довжиною хвиль. Для візуального визначення кольорів мінералів рекомендується користуватися нижче наведеною шкалою забарвлення, яка включає 11 мінералів-еталонів (табл. 2.7).
За характером забарвлення мінеральних індивідів або агрегатів виділяють: однорідне забарвлення (пірит), зональне (малахіт), п’ятнисте (галіт) та ін.
Таблиця 2.7 - Шкала основних кольорів мінералів
|
№ п/п |
Колір |
Типовий мінерал |
|
1 |
Водяно-прозорий |
Гірський кришталь |
|
2 |
Білий |
Каолін |
|
3 |
Свинцево-сірий |
Галеніт |
|
4 |
Бурий |
Гематит |
|
5 |
Червоний |
Кіновар |
|
6 |
Мідно-червоний |
Самородна мідь |
|
7 |
Фіолетовий |
Флюорит |
|
8 |
Зелений |
Малахіт |
|
9 |
Жовтий |
Сірка |
|
10 |
Латунно- жовтий |
Піротин |
|
11 |
Залізисто- чорний |
Магнетит |
При визначенні природи забарвлення мінералів у штуфах, кристалах або зернах необхідно відрізняти первинне забарвлення, яке виникає в процесі їх формування і вторинне, яке виникає в процесі вторинної зміни мінералу. Так первинне темно – зелене забарвлення рогової обманки, що обумовлене входженням її в структуру хромофору Fe2+ в Fe3+ .Визначення забарвлення мінералів проводиться візуально.
2.8 Колір риси
Колір риси – являє собою колір мінералу в порошку. Багато мінералів в розтертому стані мають інший колір, ніж у монолітніх зразках. Порошок можна одержати, проводячи куском мінералу по більш шорсткій поверхні фарфорової пластинки при умові, що твердість його менша від твердості фарфору. Якщо твердість мінералу вища твердості фарфору, то мінерал утворює на фарфорі подряпину.
Колір риси – важлива діагностична ознака цілого ряду мінералів. Так гематит, лимоніт і магнетит в зразках мають майже однаковий колір і їх можна розрізнити тільки по іншому кольору риси – відповідно червоному, жовтому або чорному.
2.9 Блиск
Блиск також є важливою діагностичною ознакою мінералів. Він залежить від показника заломлення мінералу і його здатності відбивати від своєї поверхні світло. Показник відбиття світла (блиск) в мінералах визначається в процентах і змінюється від 1% в озокериті до 95% в полірованому самородному сріблі. Для визначення типу блиску рекомендується користуватися нижче наведеною шкалою (табл. 2.8).
Для визначення блиску необхідно враховувати характер поверхні мінералу, величину і форму його зерен, оскільки ці фактори призводять до специфічних блисків: жирного – для тонкозернистих світло забарвлених і білих мінералів; смолистого – для темно забарвлених мінералів; матового – для тонко дисперсних мінералів; шовковистого – для волокнистих мінералів; перламутрового – для лускуватих мінералів і інше. Визначення типу блиску проводиться візуально. Характер поверхні мінералу рекомендується продивитись під бінокулярним мікроскопом.
2.10 Теплопровідність
Теплопровідність – це швидкість поширення теплоти в мінеральному індивіді або агрегаті. Швидкість і напрям поширення тепла в мінералі залежить від кристалічної структури, типу зв’язку, розміру іонних радіусів, симетрії тощо. При вивченні і визначенні теплопровідності мінералів необхідно пам’ятати, що величина теплопровідності в значній мірі залежить від хімічного складу мінералу.
Таблиця 2.8 - Основні типи блисків мінералів та їх характеристика
|
Тип блиску |
Показники заломлення, % |
Показники відбиття, % |
Характерні мінерали |
Значення N |
Значення R |
|
Скляний |
1,3-1,9 |
4-10 |
Флюорит Кварц Корунд Гранати |
1,43 1,54 1,76 1,76-1,89 |
3,1 4,5 7,8 7,6-9,5 |
|
Алмазний |
1,9-2,6 |
10-19 |
Циркон Каситерит Сфалерит Алмаз |
1,95 2,00 2,37 2,42 |
10,2 11,7 16,5 17,2 |
|
Напівметалевий |
2,6-3,0 |
19-25 |
Колумбіт Кіновар Гематит |
2,45 2,85 3,00 |
17,4 23,1 25,0 |
|
Металевий |
>3,0 |
>25 |
Антимоніт Молібденіт |
4,05 4,70 |
36,0 42,0 |
Швидкість поширення тепла рекомендується визначати на добре розвинутих кристалах. Для цього грані кристалу покриваються тонким шаром розплавленого парафіну або воску. Після цього кінцем нагрітої голки необхідно доторкнутися до центру кожної грані. Теплота голки передається на поверню плоскої сітки і поширюється в різні сторони, розплавляючи віск або парафін і утворюючи фігуру плавлення різної конфігурації.
2.11 Магнітність
Магнітність – властивість мінералів взаємодіяти з магнітним полем. Магнітність визначається магнітними властивостями атомів, іонів і молекул, які складають мінерал, і його структурою. По суті всі мінерали можуть намагнічуватися в магнітному полі. Однак, найбільш здатними до намагнічування є мінерали, до складу яких входять атоми, що мають власний магнітний момент, обумовлений наявністю в них неспарених електронів. Це Fe3+, Fe2+, Mn4+, Mn3+, Cr3+, Co2+, Ni2+, Cu2+ та інше.
Визначення магнітності проводиться за допомогою магнітної стрілки. Якщо ж необхідно визначити величину магнітної сприйнятливості, то користуються магнітними вагами - вагою Калашнікова та ін.
2.12 Радіоактивність
Радіоактивність – це властивість мінералів випромінювати , і - частинки при радіоактивному розпаді деяких елементів U, Th, K, Cs, та їх ізотопів. По величині радіоактивного випромінювання всі мінерали діляться на три класи: 1 – сильно радіоактивні; 2 – слабо радіоактивні; 3 – нерадіоактивні. До складу сильно радіоактивних мінералів входять в основному уран і торій. До складу слабо радіоактивних мінералів входять калій, цезій та ін.
2.13 Горючість
Горючість – властивість мінералів вільно горіти в атмосфері. Переважно випробування на горючість проводять в полум’ї спиртівки. Для цього невеликий кусочок визначального мінералу закріплюється в пінцеті і поміщується в найбільш гарячу частину полум'я. Якщо мінерал загориться, то випробування закінчують, вважаючи мінерал горючим. У випадку, якщо мінерал не загориться після перебування в полум’ї 5-6 хв., його вважають негорючим. При вивченні мінералів на горючість рекомендується провести випробування із самородною сіркою (горить синім полум’ям із виділенням сірчистого газу) і озокеритом (горить жовтим полум’ям із виділенням кіптяви).
2.14 Розчинність
Розчинність – здатність мінералів розчинятися у воді або інших рідинах. За ступенем і швидкістю розчинення мінерали діляться на чотири класи: легкорозчинні, розчинні, слабо розчинні і нерозчинні (табл. 2.9).
|
Ступінь розчинності |
Розчинник |
Температура |
Типові мінерали |
|
Легко розчинні |
Вода Хлороформ |
Без підігріву Без підігріву |
Галіт, сильвін, корналіт Парафін, озокерит |
|
Розчинні |
Бензол Вода Соляна кислота |
Без підігріву З підігрівом |
Янтар Гіпс Ангідрит |
|
Слабо розчинні |
Вода Соляна кислота |
Без підігріву З підігрівом |
Ангідрит Магнезит |
|
Нерозчинні |
Вода |
З і без підігріву |
Кварц |
Швидкість і величина розчинності залежить від ряду факторів, головним з яких є температура. Таким чином, при визначенні розчинності мінералів, рекомендується проводити її як при кімнатній температурі розчинника, так і при його підігріві в скляній пробірці на спиртівці або газовому пальнику.
2.15 Розкладання
Розкладання – здатність деяких мінералів розкладатися в кислотах або інших хімічно активних речовинах із виділенням в атмосферу деяких компонентів (табл. 2.10).
Для визначення розкладання мінерал необхідно розтовкти в порошок, висипати в пробірку і залити відповідною кислотою. При такій методиці ступінь розкладання мінералу можна визначити як при кімнатній температурі. Так і при підігріві. Підігрів проводиться на газовому пальнику або в полу-
Таблиця 2.10 - Найбільш характерні реакції розкладання деяких мінералів в різних кислотах
|
Назва кислоти, в якій розкладається мінерал |
Назва мінералу |
Виділяє |
З підігрівом або без підігріву |
|
HCl |
Кальцит Анортит Малахіт Магнезит Сфалерит |
СО2 СО2 СО2 СО2 Н2S |
Без підігріву З підігрівом Без підігріву З підігрівом З підігрівом |
|
HNO3 |
Сфалерит Галеніт |
S S |
З підігрівом З підігрівом |
м’ї спиртівки. Одночасно з визначенням ступеню розкладання проводиться визначення виділених газів. Так, виділення H2S супроводжується запахом “затхлих яєць”, розкладання миш’якових мінералів – запахом часнику та ін.
2.16 Смак
Смак – це здатність впливу мінералу на смаковий органолептичний апарат людини. Більшість мінералів не мають смаку, але для деяких характерним є специфічний смак. Особливо це відноситься до розчинних мінералів. По смаку виділяють солені (галіт), гірко-солені (карналіт) і пекучо-солені (сильвін) мінерали. Визначення смаку проводиться доторканням до мінералів кінчиком язика.
3 Необхідні матеріали, прилади, зразки і хімічні реагенти для виконання лабораторної роботи
4 Контроль засвоєного матеріалу
Виконання цієї лабораторної роботи ставить за мету навчити студентів найпростіших прийомів вивчення і визначення основних породо- і рудотворних мінералів, які входять до складу різних гірських порід, особливо осадових, які є основними колекторами переважної більшості нафтових і газових родовищ. Знання морфологічної і фізичної властивостей мінералів, особливостей їх формування та розповсюдження в земній корі мають не тільки велике теоретичне, але й надзвичайно важливе практичне значення. При геологорозвідувальних роботах і особливо при бурінні нафтових і газових свердловин, проведення методів інтенсифікації видобутку нафти і газу, вивчення і визначення мінерального складу продуктивних пластів визначає принципові підходи для вироблення найбільш основних напрямів розробки нафтових і газових покладів, які забезпечують максимальну нафто-, газо-, конденсатовіддачу.
2 Обґрунтування роботи і методика її виконання
Мінерали являють собою природні сполуки з певним хімічним складом, внутрішньою будовою, морфологічними, фізичними і генетичними особливостями, що сформувались в надрах Землі або на її поверхні в результаті різних геологічних процесів. За фазовим станом всі мінерали діляться на три великі групи – тверді, рідкі та газоподібні. При виконанні даної роботи проводиться вивчення тільки твердих мінералів, серед яких за ступенем впорядкування атомів, іонів і молекул в їх структурах виділяють кристалічні та аморфні.
Вивчаючи мінерали, перш за все, необхідно розглянути питання про мінеральні суб’єкти, як основу для їх класифікації. На сучасному етапі розвитку мінералогічної науки таким основним суб’єктом є мінеральний вид – природна речовина з певним і тільки йому притаманним хімічним складом, внутрішньою будовою, фізичними та морфологічними властивостями, яка утворилася в надрах Землі або на її поверхні в результаті різноманітних геологічних процесів. Кожний мінеральний вид може мати ряд мінеральних різновидностей, які характеризуються певними відмінностями як фізичних, так і морфологічних особливостей. Як приклад можна навести ряд різновидностей берилу: ізумрудно-зелений ізумруд, світло-голубий аквамарин, світло-рожевий вороб’євіт та ін., або волокнисту різновидність гіпсу – селеніт.
Мінеральні види, в яких хімічний склад і кристалічна структура незмінні, носять назву мінеральний вид сталого складу. Мінеральний вид, в якому хімічний склад може безперервно змінюватися без зміни кристалічної структури, носить назву мінеральний вид змінного складу. Це так звані ряди безперервного досконалого ізоморфізму. Як приклад мінеральних видів сталого складу можна назвати алмаз /С/, галіт /NaCl/ та ін.; змінного – плагіоклази, склад яких безперервно змінюється від альбіту Na[Al Si3 O8] до анортиту Ca[Al2 Si2 O8]. Серед мінеральних видів переважають мінерали змінного складу. На сучасному етапу розвитку мінералогічної науки в основу кваліфікації мінералів покладено так званий кристалохімічний принцип, який базується на хімічній природі мінералів, особливостях їх внутрішньої будови, взаємозв’язку між окремими структуротворними одиницями (атомами, іонами та молекулами) та рядом інших особливостей. Виходячи з цього, всі мінерали згруповано у відповідні класи (табл. 3.1).
Виділення типів мінералів проведено за їх близьким хімічним складом і типом зв’язку в кристалічних структурах.
Класи мінералів – об’єднують мінерали близької хімічної природи (наприклад, клас силікатів – солі кремнієвих кислот, клас карбонатів – солі вугільної кислоти та ін.)
Більш детальні класифікаційні одиниці розглядаються при описанні окремих груп мінералів.
Знання студентом класифікаційного положення мінералу в загальній систематиці мінеральних речовин визначає не стільки ступінь засвоєння ним основних параметрів і властивос-
Таблиця 3.1 – Класифікація мінералів
|
№ п/п |
Назва типу мінералів |
Назва класу мінералів |
|
І |
Тип простих речовин (самородних елементів) |
клас самородних металів клас самородних неметалів |
|
ІІ |
Тип сульфідів і близьких до них мінералів |
клас моносульфідів клас полісульфідів |
|
ІІІ |
Тип оксидів і гідрооксидів |
клас оксидів клас гідрооксидів |
|
IV |
Тип солей кисневих кислот |
клас силікатів клас боратів клас фосфанів |
|
IV |
Тип солей кисневих кислот |
клас карбонатів клас вольфраматів клас молібдатів клас сульфатів клас нітратів |
|
V |
Тип галоїдів |
клас фторидів клас хлоридів |
|
VI |
Тип вуглеводневих мінералів |
клас твердих вуглеводнів клас ліптобіолітів (викопні смоли) |
тей мінералів, але також багатьох їх структурно-хімічних особливостей.
Засвоєння мінералів рекомендується розпочинати із складання таблиці морфологічних, хімічних, фізичних і генетичних особливостей окремих мінералів. При цьому засвоєння мінералів поділяються на два етапи: чисто запам’ятовуючи, який здійснюється за межами лабораторії, і діагностичний, який проводиться в лабораторії. На першому етапі студенту необхідно засвоїти деякі дані, які не вимагають лабораторних визначень, а саме – назву мінералу, його хімічну формулу, головні різновидності, сингонію, в котрій кристалізується мінерал, основні способи утворення мінералів як в надрах Землі, так і на її поверхні, представників головних вітчизняних і зарубіжних родовищ і, наостанці, практичне значення мінералу – чи є мінерал рудо- й породотворним, яка його роль в складі земної кори, тої чи іншої гірської породи.
Засвоєння наведених вище питань рекомендується проводити в домашніх умовах за складеною таблицею.
Другий етап вивчення мінералів пов’язаний з роботою студента в лабораторних умовах з відповідною мінералогічною колекцією. Вивчення мінералів в лабораторних умовах проводиться, по-перше, чисто візуально і, по-друге, за допомогою простих лабораторних визначень.
До чисто візуальних визначень відносяться визначення морфології мінеральних індивідів і морфології мінеральних агрегатів, визначення кольору, блиску, спайності, зламу та деяких інших властивостей.
Визначення густини, твердості, кольору риси, магнітності, радіоактивності, розчинності, розкладання, горючості, смаку та деяких інших властивостей супроводжується виконанням простих визначальних операцій, коротка характеристика яких розглядалася при виконанні лабораторної роботи № 2.
При вивченні окремих мінералів рекомендується наступна послідовність засвоєння матеріалу та проведення визначальних операцій:
3 Основні породо- і рудотворні мінерали
Мінерали, що складають гірські породи земної кори, а також місячні породи і породи метеоритів, називаються основними породо- і рудотворними мінералами. Більша частина породотвірних мінералів належить до класу силікатів, карбонатів, оксидів, хлоридів і сульфатів. За процентним відношенням в породі виділяють головні (основні) породотворні мінерали (понад 10%), другорядні (1-10%) і акцесорні (менше 1%). Найбільш розповсюдженими породотвірними мінералами є кварц, польові шпати, слюди, амфіболіти, піроксени, олівін, глинисті мінерали тощо.
Розрізняють породотворні мінерали: світлі (салітичні, лейкократоподібні) – кварц, польові шпати, фельдшпатоїди та інші та темноколірні (мафічні, меланократові) – біотит, амфіболи, піроксени, олівін та інші. За складом головних породотворних мінералів виділяють силікатні, карбонатні і галогенні гірські породи; за парагенезом породотворних мінералів – різні типи гірських порід породотворних мінералів, які визначають найменування породи, називаються кардинальними (наприклад, кварц, мікроклін, олігоклаз в гранатах).
Породотворні мінерали, за якими встановлюється місце породи в петрографічній систематиці, називаються діагностичними або симптоматичними (кварц, олівін, фельдшпатоїди). Розрізняють первинні породотворні мінерали (сингенетичні із формуванням всієї породи) і вторинні породотворні мінерали (виникають при будь-яких перетвореннях породи).
Хімічні елементи, що складають головні породотворні мінерали, називаються петрогенними (Si, Al, K, Na, Ca, Mg, Fe, C, Cl, F, S, O, H).
Згідно з сучасними знаннями природи мінеральної речовини всі мінерали групуються у 6 типів, в кожному з яких за характером кислоти виділяють відповідні класи (табл. 3.1).
Нижче наведено найважливіші породо- і рудотворні мінерали та їх короткі діагностичні ознаки.
3.1 Тип простих речовин (самородних елементів)
Клас мінералів, хімічний склад яких відповідає хімічним елементам, називається самородними елементами. Серед самородних елементів розрізняють близько 80 мінералів, які представлені самородними металами, напівметалами і неметалами.
Серед металів найбільше розповсюджені Cu, Au, Ag, Pt та платиноїди. Рідше зустрічаються самородні Bi, Sn, Hg,. Досить рідкі Pl, Zn, In. Відкрито також самородні Al, Cr, Cd, Co.
Із самородних напівметалів і неметалів найбільше розповсюджені алмаз, графіт, сірка, що утворюють родовища. Дуже рідко зустрічаються самородні As, Sb, Se, Te.
Форми виділення самородних елементів різноманітні – від краплеподібного зерна до кутоватих або пластинчастих утворень на межах супутніх мінеральних індивідів і по тріщинах.
Самородні елементи нерідко асоціюються в гірських породах з карбідами металів, вуглистими речовинами і утворюються у відновлювальних умовах, іноді при участі глибинних флюїдів, збагачених вуглеводнями.
Золото – Au. Природне золото складається із стабільного ізотопу 197Au. Самородне золото – природний твердий розчин Au=Ag. Існують ознаки перервності цього ряду. Найбільш суттєво розвинуто самородне золото різної проби з переважанням 930-960, 820-780, 650-600 і надзвичайно рідко – 550.
Кристалізується в кубічні сингонії, структура координаційна. Характерною різноманітністю форм кристалів є звичайні октаедри, кубооктаедри, ромбічні додекаедри; відомі більш складні форми.
Самородне золото має дуже яскравий металевий блиск. З пониженням проби колір золота змінюється від червонисто-жовтого (бронзового) до солом’яного і кремового, часто із зеленуватим відтінком.
Густина золота від 19200 до 15600 кг/м3. Твердість за мінералогічною шкалою від 2 до 3, в кг/мм2 – від 41 до 80-90, із зменшенням до 60-70 при вмісті Ag вище 35-45%. Домішки Pt, Sn, Cu підвищують твердість самородного золота.
Срібло – Ag. Самородне срібло – мінерал класу самородних елементів. Вміст срібла в рудах може досягати 99%. Часто являє собою твердий розчин Au-Ag або Ag-Hg (до 60%).
Кристалізується в кубічній сингонії. Структура аналогічна самородному золоту і міді. Утворюють вигнуті і скручені, волосоподібні, дротяні (до 10 см), пластинчасті, скелетні та дендритні виділення, тонку вкрапленість у різних сульфідах.
Колір сріблясто-білий, на повітрі темніє. Блиск на свіжій поверхні сильний металевий, спайності немає, злам крючковато-занозистий. Твердість 2-2,5. Густина 10500 кг/м3. Досить ковке. Провідник тепла та електрики. Найбільш крупні виділення характерні для родовищ п’ятиметалевої (Ag-Co-Ni-Bi-U) формації.
Мідь – Cu. Мінерал класу самородних елементів. Може містити домішки Fe, Ag, Au, Zn, Pb, Hg, Bi, Sb, V, Ge. Кристалізується в кубічній сингонії, структура координаційна. Вигляд кристалів кубічний, додекаедричний, рідше октаедричний. Прості кристали дуже рідкі. Переважно двійникового зростання по октаедру, іноді полісинтетичні. Характерні плоскі та об’ємні дендрити, пластини, щільні суцільні маси, дрібні вкраплення, порошкуваті та сферолітові цементні виділення.
Колір на свіжому зламі мінералу світло-рожевий, що переходить у мідно-червоний, а потім в коричневий. Блиск металевий, злам занозистий, крючковатий. Твердість 2,5-3. Густина 8400-8900 кг/м3. Дуже ковка і тягуча. Має високу електропровідність, яка суттєво понижується при наявності домішок.
Алмаз – C – мінерал, кристалічно-кубічної модифікації самородного вуглецю. Елементарні гратки просторової кристалічної решітки являють собою гранецентрований куб з чотирма додатковими атомами, розташованими всередині куба.
Кристали алмазу мають форму октаедра, ромбододекаедра, куба і тетраедра з гладкими і пластинчасто-ступеневими гранями або заокругленими поверхнями, на яких розвинуті різноманітні акцесорії. Характерні плоскі, подовжені і складно-побудовані кристали простої або комбінованої форми, двійники зростання і проростання за шпінелевим законом, паралельні та довільно орієнтовані зростки.
Алмази можуть бути безколірними або із ледве помітним кольоровим відтінком, а також мати ясне забарвлення різного ступеня жовтого, коричневого, рожево-лілового, зеленого, блакитного, молочно-білого і сірого (до чорного) кольорів.
Алмази як найтвердіша речовина в природі використовуються у різноманітних інструментах для розпилювання, свердління та обробки всіх інших матеріалів. Відносна твердість за шкалою Мооса 10, максимальна абсолютна мікротвердість, заміряна індикатором на грані 1111, становить 0,1 ТПа. Твердість алмазу при різних кристалографічних гранях неоднакова. Найбільш твердою є октаедрична грань (1111). Алмаз дуже крихкий, має досконалу спайність по грані 1111. Модуль Юнга становить 0,9 ТПа. Густина прозорих кристалів алмазу 3515 кг/м3.
Графіт – С – мінерал класу самородних елементів, одна із поліморфних модифікацій вуглецю, термодинамічно стабільна в умовах земної кори. Домішки газів (CO2, CO, H, CH4), іноді води, бітумів, а також Si, Al, Mg, Ca та ін.
Кристалізується в гексагональній сингонії. Структура шарувата. Добре утворені кристали рідкі, вони мають вигляд шестикутних таблиць із добре розвинутою гранню базопінакоїду. Зустрічаються двійники. Переважно утворюють лускуваті, стовпчасті, масивні, ниркоподібні, сферолітові, сферолітоподібні та циліндричні зональні агрегати.
Природні графіти розрізняють за величиною кристалів та їх взаємним розташуванням на явнокристалічні та прихованокристалічні. Розмір перших перевищує 1 мк, других – менше 1 мк.
Спайність по пінакоїду надзвичайно досконала. Риса темно-сіра до чорної. Масний на дотик, мастить руки. Анізотропний. Твердість за мінералогічною шкалою 1-2. Густина 2250 кг/м3. Вогнетривкий – не плавиться при нормальному тиску, температура сублімації вище 4000 К. Електропровідний – електричний опір кристалів 0,4210-4 Омм, тонкодисперсний порошок – 8…2010-2 Омм. Хімічно стійкий.
Сірка – S – мінерал класу самородних елементів. Містить іноді ізоморфні домішки Se (до 1%, рідко до 5,2%), Te, As, а також механічні домішки глинистого намулу або органічної речовини. Найбільш розповсюджена ромбічна модифікація (сірка), яка при повільному нагріванні до 96-120С переходить в моноклінну модифікацію (сірка). Кристалічна структура молекулярна, елементарна комірка складається з 16 електрично нейтральних кільцеподібних молекул S8, пов’язаних вандерваальсівськими зв’язками.
Сірка утворює кристалічні агрегати, суцільні, іноді землисті маси, натічні, ниркоподібні форми і нальоти. Колір жовтий, різних відтінків. Блиск на гранях алмазний, в зламі масний. Спайність недосконала. Твердість 1-2. Густина 2050-2080 кг/м3. Крихка. Електропровідність і теплопровідність дуже слабкі. Добрий ізолятор. Утворюється при вулканічних виверженнях, при вивітрюванні сульфідів, при розкладанні гіпсоносних осадових порід, а також у зв’язку з діяльністю бактерій.
3.2 Тип сульфідів
Природні сірчані сполуки металів та деяких неметалів в хімічному відношенні розглядаються як солі сірководневої кислоти H2S. Ряд елементів утворюють із сіркою консульфіди, які є солями полісірчаної кислоти H2S. Головними елементами, які утворюють сульфіди, є Fe, Zn, Cu, Mo, Ag, Hg, Pb, Bi, Ni, Co, Mn, V, Ga, Ge, As, Sb. Кристалічна структура сульфідів зумовлена щільною кубічною та гексагональною упаковкою іонів S, між якими розташовуються іони металів. Основні структури представлені координаційними, острівними, ланцюжковими і шаруватими типами.
Походження переважно гідротермальне, деякі сульфіди утворюються і при екзогенних процесах в умовах відновлювального середовища. Є рудами багатьох металів – Cu, Ag, Hg, Pb, Sb, Co, Ni та ін.
До класу сульфідів належать близькі до них за властивостями антимоніти, арсеніди, селеніди і телуріди.
До типу сульфідів належать похідні H2S, H2Se, H2Te. Серед них виділяють два класи: клас моносульфідів – галеніт, сфалерит, кіновар, піротин, пірит, марказит, молібденіт; клас полісульфідів – халькопірит, арсенопірит.
Галеніт – PbS – мінерал класу сульфідів. Містить 86,6% Pb, часткові домішки Se, Ag, Bi, Sb, Sn, Zn, Fe, Cd та ін. Кристалізується в кубічній сингонії. Структура координаційна. Найбільш часто зустрічається у вигляді зернистих і суцільних мас. Утворює друзи і скелетні форми, а також натічні коломорфні маси, рідше кубічні та октаедричні кристали. Відомі двійники, а також епітаксичні зростки з потьмянілими рудами, арсенопіритом, бурнонітом і золотом.
Колір свинцево-сірий з металевим блиском. Спайність надзвичайно досконала по (100). Твердість 2-3; крихкий. Густина 7400-7600 кг/м3. Діамагнітний, провідник електрики. Відкриває позитивний або від’ємний фотоелектричний ефект.
Сфалерит – ZnS – мінерал класу сульфідів. Як правило, містить домішки Fe (до 26%), Mn (до 8,4%), Cu (до 15%) та багато інших елементів. Кристалічна структура координаційна, алмазоподібна, в її основі – тришарові пакети ZnS-тетраедрів, що мають загальні вершини. Кристали сфалериту переважно тетраедричні або кубооктаедричні, рідше ромбододекаедричні. Часто із штриховкою, ступенями і спіралями росту на гранях. Характерні двійники по октаедру, в т. ч. полісинтетичні. Часто утворюються суцільні зернисті агрегати, іноді також щільні концентрично-зональні сталактити, ооліти, кірки, порошкуваті маси.
Колір різноманітний – від безколірного до чорного, переважно світло-коричневий або бурий, іноді жовтий, червоний, зелений. Світлі малозалізисті сфалерити прозорі, темні просвічуються. Твердість 3,5-4. Густина 4000100 кг/м3. Крихкий. Спайність досконала по ромбододекаедру (в 6 напрямках). Багаті залізом різновидності парамагнітні, а бідні залізом – діамагнітні.
Кіновар – HgS – мінерал підкласу простих сульфідів. Містить 86,2% Hg, 13,8% S, домішки Se (до 1%), сліди Te. Основа структури – нескінченні ланцюжки, розташовані вздовж гвинтової осі, що зумовлює характерне для кристалів кіноварі обертання площини поляризації. Кристалізується в тригональній сингонії. Утворює товстотаблитчасті, ромбоедричні, інколи призматичні кристали. Характерні зернисті агрегати, часто зустрічаються двійники, у т. ч. двійники проростання.
Колір від яскравого до темно-червоного. Блиск алмазний. Твердість 2-2,5. Густина 8000-8200 кг/м3. Кіновар – типовий мінерал колоповерхневих гідротермальних родовищ, утворених в областях молодого вулканізму.
Халькопірит – CuFeS2 – мінерал класу сульфідів. Близький за складом до CuFeS2 (переважно з невеликим дефіцитом S). У вигляді домішок зустрічаються Mn (до 3%), As (до 1,5%), Sb (до 1%), Ag, Zn, In, Tl, Bi (<1%) та інші. Кристалічна структура координаційна, похідна від структури сфалериту. Кристалізується в тетрагональній сингонії, вище 700С – у кубічній. Складає, в основному, суцільні маси і вкрапленики, досить рідко кристали тетраедричного, іноді також псевдодекаедричного габітусів. На гранях часто зустрічаються ступені росту і штриховки. Характерні двійники. Красиві колекційні кристали халькопіриту величиною до 10 см відомі на родовищах Казахстану, Азербайджану і Примор’я.
Часто халькопірит присутній у сфалериті у вигляді емульсійної вкрапленості – безпорядково розсіяних або закономірно орієнтованих мікровключень. Колір латунно-жовтий з синьою або строкатою відмінностями. Блиск металевий. Твердість 3,5-4. Густина 4200100 кг/м3. Спайність відсутня. Крихкий. Злам раковистий.
Арсенопірит – FeAsS – мінерал класу сульфідів. Фактичний вміст As – 40-49%. Домішки Co, Ni, Mn, Zn, Sb, Se. Часто зустрічаються дрібненькі включення самородного золота (золотоносний арсенопірит). Кристалізується в моноклінній або триклінній сингоніях. Кристалічна структура координаційного типу, в її основі – щільна упаковка радикалів AsS3–. Утворюють подовжені, рідше короткопризматичні з характерним ромбічним перерізом кристали, зоряні зростки, шостоватні та зернисті агрегати.
Колір олов’яно-білий, у зламі сталево-сірий. Часто спостерігається жовтуватий відтінок. Блиск металевий. Твердість 5,5-6,0. Густина 6100100 кг/м3.
Арсенопірит – типовий мінерал високо- і середньотемпературних родовищ, в т. ч. часто золоторудних. Він є головним джерелом одержання миш’яку і його сполук. Із кобальтовміщуючого арсенопіриту видобувають кобальт. Золотоносний арсенопірит входить до складу золотих руд. Основним методом збагачення є флотація. Сорбенти – ксантогенати у кислому середовищі, регулятори середовища – сода, сірчана кислота, вапно, активатори – катіони міді, депресори – окислювачі. Селекція від піриту досягається при активізації арсенопірит іонами міді і флотації у вапняковому середовищі.
3.3 Тип оксидів і гідрооксидів
Клас мінералів представлений хімічними сполуками різних хімічних елементів з киснем, що нараховує близько 300 мінеральних видів. Найбільше розповсюджені природні оксиди Si, Fe, Mn, Al, меншою мірою Cu, U. Більшість природних оксидів – сполуки з іонним зв’язком, однак мінерали кремнезему характеризуються ковалентним зв’язком аналогічно іншим природним оксидам інших неметалів (As, Se, Te) та халькофільних елементів (Cu, Pb, Zn, Sn, Hg, Cd, In, Bi, Sb). Традиційно в класі природні оксиди об’єднані з гідроксидами і оксигідратами сполук, що містять одночасно O2– та OH–.
Природні оксиди поділяються на прості і складні, а також на групи за катіонним складом. До простих належать мінерали, які містять один кристалічний сорт катіонів., тобто сполуки типу RO, R2O3, RO2, включаючи ізоморфні суміші з такими типовими формулами , , і т.д. Крім того, простими природними оксидами вважаються мінерали із вказаними формулами, що мають у своїх кристалічних решітках крупні порожнини, в яких можуть розміщатися інші катіони, що входять в них у порядку іонного обміну, тобто сполуки включення. Переважно це природні оксиди з цеолітовою водою або оксигідрати. Найбільш розповсюдженими серед простих оксидів є кварц, корунд, гематит, рутил, каситерит, піролюзит, ураніт, бадделеїт. До складних оксидів належать мінерали з двома або більше кристалохімічними сортами катіонів з типовими формулами ABO3, AB2O4, AB2O6, ABB2O6 і т.д. Найбільш розповсюдженими серед складних оксидів є магнетит, ільменіт, вольфраміт, лопарит та ін.
Кристалічні структури більшості природних оксидів будуються за принципом заповнення катіонами порожнин в щільній упаковці з аніонів O2–.
Природні оксиди перехідних елементів переважно безколірні і прозорі, з скляним блиском. Природні оксиди неперехідних елементів забарвлені в темні тони і часто мають металевий і напівметалевий блиск. Густина природних оксидів нижча, ніж у сульфідів, а твердість – вища.
Утворення природних оксидів пов’язане з різними геологічними процесами – ендогенними, екзогенними, метаморфічними.
Важливе практичне значення природних оксидів визначається тим, що до них належать такі важливі рудні мінерали, як магнетит, гематит, піролюзит, каситерит, ільменіт, рутил, лопарит та інші мінерали, а також кварц, корунд, рубін, сапфір, ювелірні різновидності хризоберилу.
Магнетит – Fe2+Fe23+O4 – мінерал підкласу складних оксидів. Склад і властивості змінні і залежать від умов утворення. Типоморфні елементи-домішки різних формацій: Ti, Mg, Al, Cr, Ni, Co, Mn, Ge. Багато з цих елементів входять до складу мікровключень в магнетиті – продуктів розпаду твердого розчину. Кристалізується в кубічній сингонії. Форми виділення дрібнозернисті суцільні маси, дрібна вкрапленість, кристали октаедричні, рідше ромбододекаедричні, дуже рідко кубічного обліку. Зустрічаються сфероліти діаметром до 10 см, дендрити довжиною до 10 см, волокнисті та сажисті виділення, ниркоподібні агрегати, ооліти. Відомі псевдоморфози магнетиту по гематиту, перескиту та ін.
Колір жовтувато-чорний, блиск металевий. Спайність відсутня; іноді окремості по октаедру. Твердість 5,5-6. Густина 5200 кг/м3. Сильно магнітний.
Корунд – Al2O3 – мінерал класу оксидів. Кристалічна структура координаційна, основний мотив субшаровий. Кристали тригональної сингонії, бочкоподібні, стовпчасті, рідше біпірамідальні, таблитчасті. Подовжені кристали типоморфні для порід, бідних кремнеземом, пластинчасті – для кислих метасоматичних і метаморфічних порід. Власне корунд складає також щільні дрібнозернисті маси.
Забарвлення звичайного корунду синьо-сіре, жовте. Красиві кольорові прозорі різновидності корунду рубін та сапфір. Забарвлення часто розподіляється нерівномірно. Характерний плеохроїзм. Блиск алмазний до скляного. Твердість 9. Густина 4000 кг/м3.
Кварц – SiO2 – головний мінерал сімейства кремнезему. Широко розповсюджений в літосфері. Містить в невеликих кількостях домішки Al, Fe, Ca, Mg, Ti, Na, K, Li, OH тощо. Встановлено 12 поліморфних модифікацій кристалічного SiO2, з них основні -К, -К, 2-К. Всі вони стійкі при нормальному тиску, утворення їх визначається температурою середовища. При тиску вищому 2 ГПа утворюється моноклінальний коесит, а вище 10 ГПа – найбільш щільна модифікація кварцу гексагональний стишовіт. Кристалічна структура -К і -К представлена каркасом з пов’язаних вершинами [SiO4]-тетраедрів, спірально закручених вздовж трійних осей симетрії, в результаті чого розрізняються праві та ліві енантіоморфні форми.
Кварц виділяється у вигляді окремих зерен, добре огранених призматичних, рідко ромбоедричних кристалів, зернистих і шостоватих агрегатів, зливних мікроволокнистих і сферолітових мас (халцедон). Характерні орієнтовані зростки кварцу з польовими шпатами (графічний пегматит), рутилом, кальцитом тощо. Твердість 7. Густина 2650 кг/м3, іноді недосконала спайність по ромбоедру, призмі, пінакоїду. Злам раковистий. Переважають п’єзоелектричні властивості. Легко розчиняється у HF, при підвищених температурах і тисках розчиняється у водних лужних і бікарбонатних розчинах.
Рутил – TiO2 – мінерал класу оксидів, найбільш розповсюджена поліморфна модифікація TiO2. Ізоморфні домішки Cr, Nb, Ta, U, Sn. Різновидності рутилу стюверит – містить домішки Ta2O5 (до 47%); ільмено-рутил – Nb2O5 (до 42%); нігрин (залізистий рутил). Сингонія тетрагональна. Кристалічна структура рутилу утворена стрічками TiO6-октаедрів, витягнутими вздовж четвертої осі. Кристали призматичні, стовпчасті до голчастих. Грані призми покриті вертикальною штриховкою. Переважно двійники колінчасті, серцевидні. Утворюють також епітаксичні зростання з магнетитом, гематитом, ільменітом, голчастими і витягнутими зростками в кварці (“стріли Амура”, “волосся Венери”), гранаті. Орієнтовані за кристалографічними напрямами вростки рутилу в сапфірі, рубіні, шпінелі та інших зумовлюють астеризм в цих мінералах. Зустрічаються також у вигляді дрібно- і крупнозернистих суцільних мас. Тонкозернистий агрегат рутилу входить до складу псевдоморфоз по мінералах Ti (лейкоксен).
Забарвлення червоно-буре, темно-буре, жовтувате, синювате, чорне, рідко зелене. Твердість 5,5. Густина 4200 кг/м3. Крихкий. Широко розповсюджений акцесорний мінерал інтрузивних і метаморфічних порід, характерний мінерал альпійських жил. Часто зустрічається в теригенних осадових породах. Промислові концентрації відомі в кварцитах, гнейсах, метаморфічних сланцях. Накопичується також у розсипах.
Опал – SiO2nH2O – водовмісний колоїдний оксид кремнію глобулярної будови. Глобули кремнезему мають розмір 150-400 нм, рідко більше. При розкристалізації переходить в агрегат субмікроскопічних кристалів: -кристоболіту, -тридиміту і їх суміш КТ-опал. Містить домішки оксидів Al, Fe, Mn, Mg, лужних та органічних речовин, що зумовлюють власне забарвлення опалу (рис. 4.30). Глобулярна будова опалу породжує опалесценцію – розсіювання світла.
Благодатний опал відрізняється радужною грою кольорів (кпалізацією), причиною якої є дифракція світла на просторі решітки, утвореної регулярно розташованими однорозмірними глобулами. Колір радужної іризації визначається діаметром глобул (при 150-200 нм – фіолетовий, до 400 нм – зелений, більше 400 нм – червоний).
За забарвленням виділяють такі різновидності благодатного опалу: білий опал – світлий з кристалізацією в блакитних тонах; чорний опал – з темно-фіолетовим, синім або чорним корпускним забарвленням та іризацією в червоних і зелених тонах; арлекін – з мозаїчним рисунком; вогняний опал – оранжевий із вогняною іризацією; джірозоль – блакитна або біла прозора різновидність тощо. Маточний опал – вміщуюча порода з прожилками благородного опалу.
Найбільше розповсюдження мають звичайні опали і напів-опали, що не мають іризації.
Опал дуже крихкий, розтріскується при дегідратації. Твердість 5-6,5. Густина 1850-2300 кг/м3. Блиск скляний, іноді перламутровий або восковий.
3.4 Тип солей кисневих кислот
До цього типу належить переважна більшість відомих мінералів земної кори, які залежно від кислоти, за рахунок якої вони утворились, поділяються на такі класи:
1. Клас силікатів – олівін, гранати, циркон, топаз, каолініт, нефелін;
2. Клас боратів – борацит;
3. Клас фосфатів – апатит, бірюза;
4. Клас карбонатів – кальцит, магнезит, доломіт, малахіт;
5. Клас вольфраматів – шеєліт, вольфраміт;
6. Клас сульфатів – ангідрит, барит, гіпс;
7. Клас нітратів – натрієва селітра, калієва селітра;
8. Тип вуглеводневих (органічних) мінералів.
В даному підпункті наведено тільки найбільш характерні мінерали з кожного класу, що є типовими для них.
Гранати – A32+B23+[SO4]3. Група включає в себе 15 ізоструктурних мінералів – кінцевих членів ізоморфних рядів. За хімічним складом поділяються на 5 підгруп. Найбільше розповсюдження мають алюмінієві і кальцієві гранати, що утворюють безперервні ізоморфні ряди.
Кристалізується в кубічній сингонії. Параметр елементарної решітки варіює від 11,46 до 12,46 А. Основною структурою є каркасний мотив з ізольованих кремнистокисневих SiO4-тетраедрів і кисневих BO6-октаедрів; AO8-поліедри розташовуються в порожнинах каркасу. Для гранатів характерні ромбододекаедричні та тетрагонтриоктаедричні кристали. Переважають також суцільні зернисті агрегати.
Циркон – Zr[SiO4] – мінерал підкласу острівних силікатів. Переважно містить домішки Ca, Mn, Mg, Sn, Nb, TR, P, U, Th у вигляді мінеральних мікровключень. В кристалічній структурі циркону ізольовані [SiO4]-тетраедри чергуються вздовж вертикальної осі у шаховому порядку з [ZrO8]-поліедрами. Сингонія тетрагональна. Кристали циркону видовжено- і короткопризматичні з гострими біпірамідальними закінченнями або біпірамідальні. Характерні епітаксичні зростання циркону з пірохлором і ксенотимом, а також хрестоподібні та колінчасті двійники.
Циркони пізніших генерацій утворюють променеві зростки тонкопризматичних кристалів. У забарвленні циркону переважають червонувато-коричневі кольори, відомі також безколірні, соломово- і золотисто-жовті, оранжево- і пурпурно-червоні, рідше зелені циркони. За забарвленням виділяють різновидності прозорих ювелірних цирконів. Характерне велике подвійне заломлення. Блиск алмазний до скляного. Спайність часто виражена по призмі. Злам раковистий або нерівний. Твердість 7,5. Густина 4000-4700 кг/м3. Крихкий.
Апатит – Ca5[PO4]3(OH,F,Cl) – мінерал класу фосфатів. В деяких апатитах зустрічаються домішки Mn (до 7,6% MnO), Sr (до 23,7% SrO), Mg (до 0,5% MgO), Fe (до 4,6%), Al (до 1,5%) та ін. В аніонній частині домішки CO2 (до 4,5%), SO3 (до 3,7%), SiO2 (до 2%). Залежно від складу розрізняють (рис. 4.33): фторапатит, карбон- апатит, фторкарбонапатит.
Найбільше розповсюдження і практичне значення мають фтор-апатит і фторкарбонапатит. Теоретичний вміст P2O5 в апатиті 42,3%. Кристалізується в гексагональній сингонії, утворюючи подовжено-призматичні до голчастих, рідше таблитчастих кристали. Агрегати зернисті, іноді ниркоподібні, землисті, оолітові та ін. Фізичні та оптичні властивості змінюються залежно від складу мінералу. Колір апатиту зумовлений наявністю домішок або дефектами структури – блакитний, синьо-зелений, жовто-зелений, рожевий при заміщенні , при значних включеннях гематиту – темно-червоний, органіки – чорний, глинистих речовин або гідроксилів Fe – сірий, бурий. Спайність практично відсутня. Блиск скляний, масний. Твердість 5. Густина від 2950 до 3800 кг/м3.
Кальцит – CaCO3 – мінерал класу карбонатів. Утворює неповні ізоморфні ряди з карбонатами Mn, Fe2+, Mg. Відомі також невеликі домішки Co, Zn, Sr, Ba, Pb, TR. Кристалізується у тригональній сингонії.
Спайність досконала по ромбоедру. На площинах спайності характерна штриховка полісинтетичного двійникування. Для кальциту також характерні зернисті агрегати, друзи, сталактити і сталагміти, конкреції, сфероліти, ооліти, пізоліти, щільні, пористі, тонколускуваті, мучнисті та волокнисті скупчення.
Кальцит може бути забарвлений ізоморфними та механічними домішками у відтінки сірого, жовтого, червоного, бурого, зеленого і чорного кольорів. Часто білий. Блиск скляний до перламутрового. Крихкий. Твердість 3. Густина чистого кальциту 2710 кг/м3. Розчиняється у холодній розбавленій соляній кислоті при скипанні.
Малахіт – Cu2(OH)2[CO3] – мінерал основної карбонатної міді. Кристалізується в моноклінній сингонії. Кристалізаційна структура координаційна. Основний мотив – зигзагоподібні ланцюжки з поліедрів Cu(O,OH)6 і трикутників [CO3], з’єднаних в неправильні шари. Кристали голчасті або призматичні, зустрічаються рідко. Переважно радіально-променеві концентрично-зональні “нирки”, сталактити, сферокристали, а також порошкуваті і землисті виділення, нальоти, псевдоморфози (наприклад, по азуріту). Іноді зустрічаються у великих скупченнях.
Вольфраміт – (Mn,Fe)WO4 – мінерал класу вольфрамітів. Вміст WO3 – 74-76%. Іноді присутні домішки Ca, Nb, Ta, Mg тощо. Вольфраміт являє собою серію твердих розчинів змінного складу з кінцевими членами MnWO4 і FeWO4. Кристалізується в моноклінній сингонії. В основі кристалічної структури – зигзагоподібні ланцюжки (Mn,Fe)O6- і WO6-октаедрів.
Вольфраміт утворює кристали (часто зональні) різної форми: подовжено- і короткопризматичні, стовпчасті, шостоваті, голчасті та ін. Характерна вертикальна штриховка на гранях. Часто спостерігаються двійники. Найбільш поширені агрегати видовжено-пластинчастих або голчастих зерен, променеві зростки, суцільні зернисті маси. Відомі псевдоморфози вольфраміту по шеєліту і навпаки.
Колір вольфраміту буро-чорний. Блиск металевий, напівметалевий, масний, смолистий та алмазний. Іноді спостерігається райдужна мінливість. Крихкий. Спайність досконала в одному напрямку. Твердість 5-5,5. Густина від 7100-7200 до 7500-7600 кг/м3.
Барит – BaSO4 – мінерал класу сульфатів. Вміст BaO 65,7%. Барит заміщується стронцієм і між ними існує повна ізоморфна сумісність. Однак проміжні члени – баритоцелестин, целестобарит – рідкісні. Домішками служать Ca і Pb. Кристалізується в ромбічній сингонії. Основна структура бариту – поодинокі SO4-тетраедри, які чергуються з катіонним поліедром з утворенням субшаруватості паралельно (001). Завдяки цьому барит по (001) має досконалу спайність. Утворює тонко- і товстотаблитчасті або видовжено-призматичні кристали, їх зростки. Переважно грубозернисті й щільні агрегати, пластинчасті маси. Зустрічаються так звані баритові рози, сферичні конкреції, рідше коломорфні агрегати, іноді зонально-концентричні та ін. Переважно барит безколірний або сніжно-білий. Завдяки механічним мікровключенням або дефектам в структурі зафарбований у жовтуватий, блакитний, червонуватий, зеленуватий та інші кольори. Прозорий до напівпрозорого зустрічається дуже рідко. Характерні висока густина (4300-4500 кг/м3), низька твердість (3-3,5), порівняно невелика абразивність, нерозчинність у воді. Це основні ознаки барію.
Гіпс – Ca[SO4]2H2O – мінерал класу сульфатів. В чистому вигляді містить 32,56% CaO, 46,5% SO3 і 20,93% H2O. Механічні домішки головним чином у вигляді органічної та глинистої речовин, сульфідів тощо. Кристалізується в моноклінній сингонії. В основі кристалічної структури – подвійні шари з аніонних груп [SO4]2–, пов’язаних з катіонами Ca2+. Кристали таблитчасті або призматичні, утворюють двійники. Спайність дуже досконала. Агрегати зернисті, листуваті, порошкуваті, конкреції, волокнисті прожилки, радіально-голкові.
Чистий гіпс безколірний і прозорий, а при наявності домішок має сіре, жовтувате, рожевувате, буре до чорного забарвлення. Блиск скляний. Твердість 1,5-2. Густина 2300 кг/м3. У воді помітно розчиняється (2,05 г/л при 20С). За походженням переважно хемогенний. Випадає в осад при +63,5С, а в розчинах, насичених NaCl, – при температурі +30С. При значному підвищенні солоності у високих лагунах і соленосних озерах замість гіпсу починає випадати безводний сірчанокислий кальцій – ангідрит. Аналогічним чином ангідрит виникає при зневодненні гіпсу. Відомий також гідротермальний гіпс, який утворюється в низькотемпературних родовищах.
3.5 Тип галоїдів
До цього типу належать солі галоїдних кислот HF, HCl, HB та HI, в яких водень заміщується лужними або лужноземельними металами, а також Cu, Pb, Ag, Hg і Mn. З кристалохімічної точки зору це типові сполуки з координаційним типом зв’язку. В даному типі виділяють два класи:
1. Клас фторидів – флюорит;
2. Клас хлоридів – галіт, сильвін.
Флюорит – CaF2 – мінерал класу фторидів. Теоретичний склад: Ca – 51,33%, F – 48,67%. Встановлено декілька десятків елементів, які входять в мінерал за законами ізоморфізму або у вигляді неструктурної домішки. Іони F– можуть частково заміщатися O2–, а іони Ca2+ – головним чином дво- і тривалентними іонами. Загальна кількість домішок переважно невелика, але в деяких випадках вони досягають 35-40%. Відомі різні різновидності флюориту залежно від кількості домішок.
Флюорити зустрічаються у вигляді окремих кристалів, їх зростків, зернистих агрегатів, іноді стовпчастих, волокнистих, масивних, щільних. В осадових породах відомий землистий флюорит (ратовкіт). Мінерал прозорий або просвічується. Забарвлення різноманітне, інколи зональне, плямисте, смугасте. Блиск сильний скляний.
Крихкий. Твердість 4. Густина 3180 кг/м3. Риса біла, у темно-лілового флюорита трохи забарвлена. Мінерал ізотропний, неелектропровідний, з низькою теплопровідністю, діамагнітний, а при низьких температурах – парамагнітний.
Галіт – NaCl – мінерал класу хлоридів. Містить 39,34% Na і 60,66% Cl. Домішки у вигляді Br, NH2, Mn, Cu, Ga, As, I, Ag, Ba, Tl, Pb, K, Ca, SO3. Кристалізується в кубічній сингонії. Структура координаційна. Утворює кубічні, рідше октаедричні кристали. Переважно зустрічається у вигляді зернисто-кристалічних агрегатів, рідше складає паралельно-волокнисті агрегати, натічні кірки, сталактити, нальоти, вицвіти, друзи, скелетні форми.
Галіт прозорий і безколірний, часто сірувато-білий. Домішки забарвлюють галіт у різні кольори. Блиск скляний. Спайність досконала по кубу. Твердість 2. Густина 2173 кг/м3. Крихкий. Ізотропний. Легко розчиняється у воді, має характерний солений смак. Галіт має дуже слабку електропровідність і високу теплопровідність, діамагнітний. Розчинений та розплавлений галіт має високу електропровідність.
Сільвін – KCl – мінерал класу хлоридів. Містить 52,5% (за масою) K, а як домішки – Na і NH4. Кристалізується в кубічній сингонії. Структура координаційна типу галіту. Форми виділення – щільні зернисті маси, шостоваті та волокнисті агрегати, сталактити, сталагміти, натічні форми в печерах, друзи, кристалічні кірки на дні лагун та озер, рідше кубічні або кубоедричні кристали.
Сільвін безколірний, часто прозорий, інколи забарвлений домішками гематиту в червоний колір або має синє радіальне забарвлення. Блиск скляний. Спайність досконала по (100). Твердість 2. Густина близько 2000 кг/м3. Крихкий. Характерний гіркувато-солений смак. Легко розчиняється у воді. Сильно гігроскопічний.
3.6 Тип вуглеводневих (органічних) мінералів
До цього типу належать солі органічних кислот, бітуми і смоли. З кристалохімічної точки зору це молекулярні сполуки із залишковим типом зв’язку. В даному типі виділяють такі класи:
1. Клас твердих вуглеводнів – озокерит;
2. Клас ліптобіолітів (викопних смол) – бурштин.
Озокерит – CnH2n+2 – суміш твердих вуглеводнів переважно метанового ряду з рідкими нафтовими маслами і смолистими речовинами. Елементарний склад: C – 84-86%, H – 13,5-15%. Являє собою парафіновий осадок, що випав з нафти при її охолодженні в результаті підняття до поверхні по тріщинах. Утворює жильне заповнення порожнин.
Колір від світло-жовтого до майже чорного. Консистенція від м’якої, пластичної до твердої, крихкої. Густина 850-1000 кг/м3. Плавиться переважно при температурі 50-85С, іноді вище.
Найбільше родовище озокериту відоме в Україні (м. Борислав).
Ліптобіоліти – різновидність вугілля, вихідним матеріалом якого служать біохімічно стійкі елементи вищих рослин (оболонки кутикул, спори, віск, смоляні тіла, пробкова тканина кори та ін.).
Ліптобіоліти належать до напівматового і матового вугілля при вмісті фюзиніту до 10% при загальному вмісті геліфікованих елементів до 50%. За старою класифікацією ліптобіоліти виділяли в самостійний клас. За переважанням вихідного матеріалу тих або інших формових елементів ліптобіоліти поділяли на спорові, кутикулові, смоляні, корові, воскові та ін.
Прикладом ліптобіолітів може бути бурштин – C40H64O4. Цей аморфний мінерал утворився при затвердінні смоли хвойних дерев давніх віків. Як аморфний мінерал в природі зустрічається у вигляді коржів округлої форми (сукциніт), затверділих крапель, натічних форм, часто безформних виділень з включеннями газу та комах.
Густина 1,05-1,10. Твердість 2-3. В’язкий, крихкий. Злам раковистий. Колір жовтий різних відтінків до жовто-червоного, жовто-бурого і навіть чорного. Риса біла. Блиск матовий. Електропровідний і має піроелектричний ефект. Розчиняється в бензолі і сірковуглеці. Пом’якшується при температурі до 150С і згоряє при 250-400С.
Бурштин є викопною затверділою смолою хвойних дерев палеогенового і неогенового віків, яка сформувалась в піщано-глинистих відкладах в результаті їх діагенезу.
Використовується в хімічній промисловості для одержання бурштинової кислоти, в електротехніці, ювелірній промисловості як дорогоцінний камінь.
4 Необхідні лабораторні приладдя, реактиви і прилади
При виконанні даної лабораторної роботи необхідні наступні приладдя, реактиви і прилади:
5 Контроль засвоєного матеріалу
Лабораторна робота № 4
1 Вступ
Виконання цієї лабораторної роботи ставить перед собою завдання навчити студентів найпростіших прийомів вивчення і визначення найважливіших магматичних гірських порід. Знання структурних, текстурних, фізико-хімічних та ін. властивостей магматичних гірських порід, особливостей їх формування і мінерального складу, та їх розповсюдження в земній корі мають не тільки велике теоретичне, але й надзвичайно важливе практичне значення. Це найбільш розповсюджені породи, які складають більше 60% об’єму і біля 95% маси земної кори. Вони надзвичайно різноманітні за мінеральним і хімічним складами, будовою, формою та умовами залягання. Знання цих особливостей необхідне не тільки для визначення основних об’єктів пошуку і розвідки родовищ корисних копалин, але й для визначення умов формування , розповсюдження і збереження нафтових і газових родовищ.
Таким чином, виконання даної лабораторної роботи ставить перед собою мету навчити студентів основних прийомів визначення головних ознак магматичних гірських порід і їх мінерального складу, структурних і текстурних особливостей та найважливіших фізичних ознак.
2 Обґрунтування роботи і методика її виконання
Магматичні гірські породи утворюються в процесі розкристалізації або затвердіння природних силікатних розплавів, які виникли в глибинних зонах земної кори або вилились на її поверхню в результаті пониження температури. Перш за все необхідно засвоїти, що в залежності від умов, в яких проходить перетворення магматичного розплаву в тверде тіло, розрізняють інтрузивні породи, коли розплавлена магма розкристалізовується в глибинних надрах земної кори, не піднімаючись на поверхню, та ефузивні породи, які утворились в результаті застигання розплаву-лави на поверхні Землі. В цьому зв’язку також необхідно чітко уявити собі різницю понять про магму і лаву та особливості їх складу.
Магма - це вогняно-рідинна рухома маса, яка складається із суміші твердої та газоподібної фаз, які, розкристалізовуючись, утворюють інтрузивну групу порід.
Лава - це вогняно-рідинна рухома маса, яка вилилась або витиснулась на поверхню Землі, в результаті чого втратила значну частину газоподібних компонентів, з якої і сформувалась група ефузивних порід.
При остиганні магми в процесі її еволюції відбувається кристалізаційна диференціація, суть якої полягає в наступному: першими розкристалізовуються найбільш тугоплавкі компоненти, що утворюють рудні мінерали. В подальшому, при остиганні магми виділяються мінерали багаті Fe, Mg, Ca, Ti та ін., а потім мінерали, які містять в своєму складі К, Na, Al, Si та інші менш тугоплавкі компоненти. Закінчується процес розкристалізації магми виділенням вільної кременевої кислоти у вигляді кварцу (SiO2), а також мусковіту і цеолітів.
Процес застигання лави більш складний - він починається на деяких глибинах як в жерлах вулканів, так і в міжпластовому просторі і закінчується на поверхні Землі в результаті виливу лави або викиду різноманітних газів, застиглих лавових уламків (бомби, лапілі, пісок, попіл) в атмосферу. Отже, для ефузивних порід характерним є наявність реліктів типово магматичних структур (кімберліти), а також типових скловидних та інших структур, властивих тільки для ефузивних порід.
Класифікація магматичних гірських порід базується на їх хімічному і мінеральному складі. За хімічним складом, який в значній мірі обумовлений вмістом кремнезему (SiO2), всі магматичні породи діляться на: ультраосновні, основні, середні, кислі і лужні. Лужна група порід виділяється за вмістом суми лугів (Na2O+K2O+Li2O).
Для віднесення породи до однієї з цих груп не обов’язково знати хімічний склад породи, оскільки хімічний склад порід відтворюється в їх мінеральному складі. Чим більше в породі кварцу, тим вона кисліша. При збільшенні кількості темноколірних мінералів (піроксени, амфіболи) порода стає більш основною. В ній збільшується вміст заліза, магнію і кальцію з одночасним зменшенням кремнезему. За такими ж ознаками визначаються інші групи порід.
Знання студентом класифікаційного положення магматичної гірської породи в загальній систематиці магматичних гірських порід визначає не тільки ступінь засвоєння ним основних їх параметрів і властивостей, але й багатьох структурно-хімічних особливостей.
Засвоєння магматичних гірських порід рекомендується проводити в два етапи: чисто запам’ятовуючий, який здійснюється за межами лабораторії, і діагностичний, який проводиться безпосередньо в лабораторії. На першому етапі студенту необхідно засвоїти деякі дані, які не вимагають лабораторних визначень, а саме: назви інтрузивних та ефузивних порід, головні і другорядні мінерали, що входять до складу, вміст кремнезему в основних групах порід та ін.
Другий етап вивчення магматичних гірських порід проводиться студентом в лабораторних умовах з відповідною колекцією порід. Вивчення порід проводиться як чисто візуально, так і за допомогою простих лабораторних визначень.
Візуальне вивчення магматичних гірських порід не складає великих труднощів, якщо уважно віднестись до вивчення їх основних відмінних ознак. За цими ознаками (головним чином, структурними і текстурними), в першу чергу, необхідно встановити чи порода інтрузивна, чи ефузивна.
До основних відмінних ознак магматичних гірських порід відносяться також мінеральний склад і кількісне співвідношення головних мінералів, забарвлення. Методика визначення цих основних показників наводиться нижче одночасно як для інтрузивних, так і для ефузивних магматичних гірських порід.
Колір. В інтрузивних та ефузивних породах він найрізноманітніший, оскільки складові породи-мінерали забарвлені у різні кольори. Якщо деякі мінерали в породі утворюють ізольовані скупчення (шліри або смуги), то забарвлення є плямистим, смугастим та ін. Породи, забарвлені у світлі відтінки, називають лейкократовими, а темні – меланократовими. Чим більше меланократова порода, тим більше в ній темнозабарвлених мінералів і більше кольорове число.
Текстура. Для інтрузивних порід найбільш характерними є масивна, смугаста, плямиста та інші типи текстур, які дуже добре розпізнаються при макроскопічному дослідженні або під бінокулярною лупою.
Найбільш розповсюджені текстури ефузивних порід – масивна, смугаста, шарувата, плямиста, пухирцева, мендалекам’яна, флюїдальна, трахітова.
Структура. В інтрузивних породах при макроскопічному спостереженні добре розрізняють тільки наступні структури:
1)дрібнозерниста (розмір зерен менший 0,5 мм);
2)середньозерниста (розмір зерен від 0,5 мм);
3)гігантозерниста (розмір зерен більший 5 мм);
Структури бувають рівномірнозернистими і нерівномірнозернистими, коли одні зерна за розмірами різко відрізняються від інших. Найбільш типовими для ефузивних порід є порфірові структури, для яких характерна наявність в дуже дрібнозернистій або в скритокристалічній масі окремих великих кристалів-вкраплеників, та афітова, властива породам, в яких відсутні вкрапленики.
Мінеральний склад. До складу магматичних гірських порід входять дві основні групи мінералів – головні породотворні, які присутні в кількості від декількох до десятків відсотків і визначають тип породи, та другорядні, які присутні в одиницях і долях відсотків. Особлива роль належить так званим акцесорним мінералам, які присутні в гірській породі в незначній кількості (соті долі відсотків), однак в багатьох випадках є типоморфними для окремих типів порід (циркон – для гранітів; апатит – для діоритів та ін.). Часто в магматичних породах присутні окремі мінерали, які утворюються за рахунок первинних в результаті наступних вторинних процесів. Це хлорити, епідоти, ціозит, серпентин та ін.
В ефузивних породах основну увагу звертається на вивчення вкраплень. В описі повинні відзначатися розміри вкраплеників, форма зерен і діагностичні ознаки мінералів.
Кількісне співвідношення головних мінералів виражається у відсотках до всього об’єму породи.
В ефузивних породах визначається характер розподілу і кількісне співвідношення (в %) вкраплеників один з одним та з основною масою.
Забарвлення (кольорове число). Під кольоровим числом або кольоровим індексом розуміють кількість об’єму в % темноколірних мінералів у певному зразку гірської породи. Кольорове число визначається макроскопічно або під бінокулярною лупою за наявністю в породі темнозабарвлених мінералів – біотиту, піроксенів, амфіболів та ін.
Опис головних мінералів. Опис включає розміри кристалічних зерен, їх форму і ті діагностичні ознаки, за якими можна визначити мінерал. Крім головних мінералів необхідно вказувати мінерали інших груп, які представляють інтерес для визначення типу породи.
При макроскопічному описі ефузивних порід основна увага зосереджується на кольорі основної маси – зелені відтінки можуть вказувати на інтенсивність вторинних змін і належність породи до палеотипних різновидностей. Наявність скла в основній масі, навпаки, свідчить про кайнотипний облік породи.
Опис магматичних гірських порід. В земній корі встановлено більше 1000 типів магматичних гірських порід, але лише окремі із них мають широке розповсюдження. Нижче подано короткий опис найбільш розповсюджених із них. При визначенні магматичних порід, необхідно звертати основну увагу на їх головні діагностичні ознаки. Це перш за все текстура і структура породи. Ці ознаки дають можливість вирішити питання про належність породи до інтрузивних або ефузивних утворень. Для інтрузивних порід характерні різні форми повнокристалічних структур, а для ефузивних – неповнокристалічних.
При визначенні мінерального складу порід головними ознаками є кольорове число, кількість кварцу, калієвого польового шпату і фельдшпатоїдів. Кольорове число досить надійно свідчить про належність породи до тої або іншої групи за вмістом кремнезему. Необхідно запам’ятати, що кислі породи лейкократові, з великою кількістю кварцу. В середніх породах переважає сіре забарвлення, кварцу мало. Основні та ультраосновні породи, як правило, не містять кварцу. Кольорове число основних порід досить високе і їм властиве забарвлення темносірих кольорів. Ультраосновні породи переважно забарвлені в кольори близькі до чорних або темнозелених, а тому в них практично зустрічаються тільки світлозабарвлені мінерали. Середні породи розпізнаються по великій кількості калієвого польового шпату, а середні, лужні породи – за наявністю, крім того, фельдшпатоїдів.
3 Короткий опис магматичних гірських порід
Магматичні гірські породи, як вказувалось вище, за вмістом SiO2 діляться на ультраосновні, основні, середні, кислі і лужні (табл. 4.1).
Особливості хімічного складу магматичних порід проявляються на їх мінеральному складі. Так, породи, перенасичені кремнеземом, містять у своєму складі вільний SiO2 у вигляді кварцу; породи, перенасичені оксидами лугів Na i K, - підвищений вміст лужних польових шпатів (мікроклін, альбіт, ортоклаз) та ін. За мінеральним складом магматичні гірські породи А.М. Заварицький розділив на сім основних груп:
1) група перидотитів;
2) група габро-базальтів;
3) група діоритів-андезитів;
4) група гранітів-ріолітів;
5) група сієнітів-трахітів;
6) група нефелінових сієнітів-фонолітів;
7) група лужних габроїдів-базальтоїдів.
Таблиця 4.1 - Класифікація магматичних гірських порід
|
№п/п |
Типи порід |
Породи |
||
|
інтрузивні |
ефузивні |
жильні |
||
|
1 |
ультраосновні SiO2<45% |
перидотити, дуніти, піроксеніти |
пікрити, кімберліти |
пегматити |
|
2 |
oсновні SiO2 45-52% |
габро, лабрадорити |
базальти |
пегматити |
|
3 |
cередні SiO2 52-65% |
діорити, кварцеві діорити |
андезити, андезитові порфіри |
пегматити |
|
4 |
кислі SiO2>65% |
граніти, гранодіорити |
ріоліти, дацити |
жильні граніти, апліти, пегматити |
|
5 |
лужні Na2O+K2O+Li2O 9-12% |
нормальні сієніти, лужні сієніти, нефелінові сієніти |
трахіти, трахітові порфіри, фоноліти |
лужні пегматити |
Як видно з наведеної класифікації, кожна з виділених груп об’єднує як інтрузивні, так і ефузивні типи порід, коротка характеристика яких подана нижче, за винятком групи лужних габроїдів-базальтоїдів, поширення яких в земній корі незначне.
4 Короткий опис окремих магматичних порід
4.1 Ультраосновні породи
Залежно від вмісту олівіну серед ультраосновних порід виділяють групу перидотитів, до складу яких входять інтрузивні перидотити, дуніти і піроксеніти. Ефузивні аналоги в цій групі надзвичайно рідкісні і представлені пікритами і кімберлітами.
Перидотити – породи майже чорного з зеленим відтінком кольору середньозернистої структури і масивної текстури. Мінеральний склад: олівін – 30-70% і піроксени – 70-30%.
Дуніти – породи темно-зеленого забарвлення. Структура рівномірна дрібно- і середньозерниста. Текстура масивна. Головний породотворний мінерал – олівін, вміст якого в породі 85-100%. Іноді містять магнетит і піроксени.
Піроксеніти – породи чорного кольору, у змінених відмінах – з зеленуватим відтінком. Структура порід середньо- і крупнозерниста, текстура масивна. Головними породотворними мінералами є піроксени, іноді зустрічається магнетит.
Як видно, ультраосновні породи мають темно-зелене до чорного забарвлення, їх густина коливається в межах 3200-3500 кг/м3, збагачені деякими рудними мінералами (магнетит, хроміт та ін.), мають підвищену магнітність.
Ефузивними аналогами ультраосновних порід є пікрити і кімберліти.
Пікрити – породи чорного кольору, щільні, дрібнозернисті скловидні. Мінеральний склад: олівін, авгіт, плагіоклаз.
Кімберліти – брекчієвидні породи зеленувато-сірого або блакитно-сірого кольорів з включеннями уламків перидотитів, дунітів і піроксенітів. Головними породотворними мінералами є олівін, піроксени, піроп та ін. Як рудний мінерал в кімберліті присутній алмаз.
Корисні копалини. З групою ультраосновних порід генетично пов’язані багаточисельні корисні копалини, серед яких основними є родовища хрому і платини, тальку, азбесту та алмазів.
4.2 Основні породи
До групи основних порід належать габро, лабрадорит та їх ефузивний аналог – базальт. Головними породотворними мінералами порід цієї групи є піроксени та основні плагіоклази.
Габро – порода у свіжому стані темно-сірого або майже чорного кольору. Структура рівномірнозерниста, середньо- і крупнозерниста. Текстура масивна, часто смугаста з чергуванням темних і ясних смужок, що пояснюється різним вмістом фемічних мінералів. Складене габро із плагіоклазів (50%) і піроксенів (50%). Із другорядних мінералів присутні олівін, рогова обманка, біотит, апатит, а також такі рудні мінерали як магнетит, який часто утворює промислові родовища.
Лабрадорит – темно-сіра порода, складена переважно із основного плагіоклазу – анортиту. Із акцесорних мінералів присутній магнетит. Структура крупно- до гігантозернистої, текстура масивна, а іноді з субпаралельним розміщенням таблитчастих кристалів.
Базальт – породи чорного кольору, дуже щільні, скритокристалічні або тонкозернисті. Текстура масивна, часто скловидна і пориста. Вкраплення представлені піроксенами, плагіоклазами, а, іноді, й олівіном. Основна маса базальтів складена вулканічним склом з мікролітами плагіоклазу і піроксену з домішками магнетиту.
Корисні копалини. З даною групою порід пов’язані сульфідно-мідно-нікелеві родовища і родовища оптичного ісландського шпату. В останні роки такі породи як базальти використовується для виробництва кам’яного литва, а також виготовлення мінеральної вати.
4.3 Середні породи
До середніх порід належать діорити, кварцеві діорити та їх ефузивні аналоги андезити і андезитові порфірити.
Діорити – породи сірого кольору, складені плагіоклазами (65-70%) і роговою обманкою (до 30%), іноді присутні піроксен і біотит (до 5%). Структура рівномірнозерниста, середньо- або дрібнозерниста. Текстура масивна, іноді з темно-сірими ділянками-плямами, збагаченими фемічними мінералами.
Для діоритів харктерним є підвищений вміст акцесорних мінералів: апатиту, магнетиту та ін., який може становити 5%.
Кварцеві діорити – породи сірого забарвлення, складені плагіоклазами (50-60%) і роговою обманкою (до 20-25%). На відміну від діориту можуть вміщати від 5 до 20% кварцу і меншу кількість кольорових мінералів. По суті, це перехідна різновидність до гранітів. Структура переважно рівномірнозерниста з вкраплениками ідіоморфних кристалів плагіоклазів і ксеноморфним виділенням зерен кварцу.
Діорити і гранодіорити щільні, міцні породи. З ними часто генетично пов’язані родовища залізних і мідних руд, які утворилися на контакті з вапняками.
Андезити – породи сірого і темно-сірого, іноді жовтувато-сірого кольорів, вкраплення яких представлені плагіоклазами, роговою обманкою, біотитом та іншими мінералами. Основна маса андезитів складена мікролітами плагіоклазів і яснозабарвленого вулканічного скла. Крім цього, в основній масі постійно присутні дрібні зерна магнетиту і голчасті кристали апатиту. Стуктури скловидні з вкрапленнями кристалів плагіоклазів. Текстура масивна або пориста.
Андезитові порфіри – відрізняються від андезитів наявністю великої кількості продуктів вторинних змін плагіоклазів, в результаті чого вони стають білими, а також вулканічного скла, яке заміщується тонкими лусками зеленуватого хлориту.
Корисні копалини. З цією групою порід генетично пов’язані родовища залізних і мідних руд, сульфідів свинцю і цинку, іноді золота. Деякі з цих порід самі є корисними копалинами. Так андезити використовуються як цінний будівельний і кислотостійкий матеріал.
4.4 Кислі породи
Кислі породи відносяться до найбільш поширених. Вони становлять біля 60% площ розвитку магматичних порід. При цьому інтрузивні породи складають біля 50%, а ефузивні – лише 10%, що різко їх виділяє серед інших типів магматичних порід, в яких переважають ефузивні аналоги.
Характерною особливістю цієї групи порід є постійна присутність в них кварцу, високий вміст калієво-натрієвих польових шпатів і низький вміст фемічних мінералів.
Серед кислих порід цієї групи найбільш поширеними є граніти і гранодіорити та їх ефузивні аналоги – ріоліти і дацити.
Граніти. Під терміном “граніти” об’єднують породи, які в своєму складі містять різні за хімічним складом польові шпати (плагіоклази, мікроклін, ортоклаз) кварц та слюди (мусковіт, біотит). Їх вміст в гранітах може коливатися в значних межах, що дозволяє виділяти відповідні різновидності – плагіограніти, мікроклінові граніти та ін.
До складу гранітів входять наступні мінерали: кварц – 25-30%, мікроклін та ортоклаз - 35-40%, плагіоклази – 20-25%, а також біотит, мусковіт, рогова обманка та ін. Із акцесорних мінералів присутні апатит, циркон, магнетит, турмалін, флюорит та ін.
Структури гранітів – від дрібно- до гігантозернистих, іноді з порфіровидними вкрапленнями польових шпатів. Текстури рівномірнозернисті, іноді. з шаруватими ділянками (особливо в приконтактній ендозоні).
Гранодіорити. Від гранітів відрізняються меншим вмістом кварцу (20-25%) і підвищеним вмістом фемічних мінералів, в складі яких рогова обманка переважає над біотитом, плагіоклазів над мікрокліном і підвищеним вмістом акцесорних мінералів – апатиту, магнетиту, сфену. Структури гранодіоритів, в основному, дрібно- і середньозернисті, текстури щільні масивні.
З кислими магматичними інтрузивними породами генетично пов’язана ціла гама жильних порід: жильних гранітів, аплітів і, особливо, гранітних пегматитів.
Жильні граніти (мікрограніти) мають форму жильних пластоподібних тіл з дрібнозернистою структурою основної маси породи, яка складається з дрібних зерен кварцу, польових шпатів, іноді біотиту і рогової обманки. Текстура рівномірнозерниста.
Апліти – світлі рівномірно- або дрібнозернисті породи, складені, головним чином, кварцом і польовими шпатами, іноді присутні луски мусковіту і біотиту, дрібні кристалики апатиту, циркону, магнетиту. Текстура рівномірнозерниста масивна.
Пегматити. Найбільш цікаві утворення серед жильних магматичних порід. Вони, як правило, мають зональну будову, суть якої полягає у зміні дрібнозернистих (від периферії жили) до гігантозернистих структур з наявністю цілої гами рудних і нерудних мінералів Be, Li, Ta, Nb, Zr, U, Th, Tr, а також топазу, мусковіту, моріону, флюориту та ін.
Ріоліти – щільні ефузивні породи білого, жовтуватого, сірого кольорів, складених кварцом, водяно-прозорими польовими шпатами в загальній скловидній масі, яка забарвлена в чорні, бурі, червонуваті, зеленуваті відтінки. Іноді серед вкраплеників можуть бути присутні луски біотиту. Структури, в основному, скловидні; текстури, в більшості випадків, смугасті, у вигляді звивистих струменів.
Дацити – відрізняються від ріолітів відсутністю вкраплень калієво-натрієвих польових шпатів. До їх складу належать кварц, зональні плагіоклази, біотит, рогова обманка і піроксени. Основна маса скловидна.
Серед дацитів, залежно від вмісту води, виділяють наступні їх різновидності: обсидіани – темні, часто чорні скловидні породи, які практично не містять води; перліти – вулканічне скло з характерною шкарлупчастою окре-містю, в складі яких вміст води досягає 3-4%; і пемзу – легку, ясно-сіру до білої пористу породу, яка утворилася в результаті застигання піноподібної лави.
Породи, які відносяться до дацитів, скловидні, пористі.
Корисні копалини. З кислими магматичними породами генетично пов’язана значна кількість різноманітних корисних копалин. Це родовища олова, вольфраму, молібдену, золота, свинцю, цинку, рідкісних і радіоактивних металів, нерудних корисних копалин – топазів, берилу, моріону (чорний кварц), мусковіту, флюориту, бариту та ін. Необхідно відзначити, що більшість кислих порід самі є корисними копалинами і використовуються як будівельний, облицювальний і скульптурний матеріал.
4.5 Лужні породи
До лужних магматичних гірських порід належать породи групи сієнітів-трахітів і нефелінових сієнітів-фонолітів.
До складу лужних порід групи сієнітів-трахітів входять дві інтрузивні відміни: нормальні сієніти і лужні сієніти та їх ефузивні аналоги – трахіти і трахітові порфіри.
Нормальні сієніти – породи яснозабарвлені в рожеві і сіруваті відтінки, що вказує на значний вміст польових шпатів. Вони складені мікрокліном або ортоклазом (50-70%), плагіоклазом (10-30%), роговою обманкою, біотитом і піроксеном (до 10-20%). Іноді присутній кварц – до 15% (кварцевий сієніт).
Лужні сієніти відрізняються від нормальних сієнітів присутністю в них альбіту і появою кольорових мінералів з групи піроксенів.
Структури інтрузивних лужних порід, в основному, середньо- і крупнозернисті з ідіоморфними вкрапленнями кристалів плагіоклазів і кольорових мінералів. Текстури, переважно, одноріднозернисті, масивні.
Трахіти – порфіровидні, яснозабарвлені в рожевуваті відтінки породи, які складені, головним чином, тонкокристалічною основною масою з вкрапленнями кристалів водянопрозорих польових шпатів і невеликої кількості біотиту, рогової обманки, піроксенів. Для трахітів характерна мікроструктура – в основній тонкозернистій масі наявні видовжені в одному напрямку мікроліти польових шпатів, які утворюють струминоподібні текстури. В трахітах вулканічне скло, в основному, відсутнє. Основна маса породи – це хаотично розміщені мікроліти. Текстура масивна або пориста.
Трахітові порфіри. Від трахітів вони відрізняються тим, що польові шпати суттєво змінені. Так, калієвий польовий шпат каолінізований, плагіоклази замінені вторинною різновидністю мусковіту – тонколущатим серицитом; кольорові мінерали – вторинним хлоритом та ін.
До складу нефелінових сієнітів належать інтрузивні нефелінові сієніти та їх ефузивний аналог – фоноліт.
Нефелінові сієніти – породи сірого або ясно-сірого кольору, часто із зеленуватим і рожевуватим відтінками, середньої і крупнозернистої структури і масивної текстури. Нефеліновий сієніт складений лужними польовими шпатами (65-70%), нефеліном (до 20%) і кольоровими мінералами (10-15%). Із акцесорних мінералів присутні сфен, апатит, циркон, а іноді і магматичний кальцит (до 4-5%) і титано-цирконієві силікати.
Фоноліти – породи ясно-сірого з зеленуватим відтінком породи із характерними вкрапленнями калієвих польових шпатів, нефеліну, а іноді й амфіболів і піроксенів. Основна маса фонолітів складена тими ж мінералами, що і нефеліновий сієніт, але з підвищеним вмістом акцесорних мінералів.
Лужні пегматити. Являють собою жильні утворення, складені крупними кристалами лужних польових шпатів, піроксенів та амфіболів. Часто в цих пегматитах присутні нефелін, циркон, мінерали літію, танталу, ніобію, рідкісних земель та ін.
Корисні копалини. З лужними магматичними породами часто пов’язані родовища магнетитових, титано-магнетитових, мідних та апатитових руд, рідкісних і рідкоземельних металів, алюмінієвих руд та ін.
5 Необхідні лабораторні приладдя, реактиви, взірці
1. Колекція магматичних гірських порід із найбільш характерними їх різновидностями та ознаками.
2. Молоток та наковальня для відбиття окремих шматків із зразків гірських порід.
3. Магніт для випробування порід на магнітність.
4. Радіометр для дослідження порід на радіоактивність.
5. Шкала Мооса для визначення відносної твердості.
6. Бінокулярна лупа для дослідження породи при відносно невеликих збільшеннях.
7. Набір пробірок для визначення розчинності мінералів.
8. Хімічні реактиви: соляна кислота (10%), азотна кислота (концентрована), сірчана кислота (концентрована) для визначення ступеню розкладання мінералів і вкраплень.
9. Крапельниця для нанесення рідких реактивів на поверхню породи, мінералу або вкраплення.
6 Контроль засвоєного матеріалу
1. Що таке магматичні породи і в якому середовищі вони утворюються?
2. Які основні відмінності магми від лави?
3. Як поділяються магматичні породи за вмістом SiO2?
4. Які основні мінерали входять до складу магматичних порід?
5. Чим відрізняються структури інтрузивних порід від ефузивних?
6. На які основні типи поділяються магматичні породи?
7. Які основні критерії покладено в основу діагностики магматичних порід?
8. Які корисні копалини пов’язані з магматичними породами?
Осадові гірські породи та
методи їх визначення
1 Вступ
Виконання даної лабораторної роботи ставить за мету навчити студентів найпростішим прийомам вивчення і визначення основних типів осадових гірських порід. Знання процесів осадонагромадження, умов і головних етапів формування і перетворення осадів і осадових гірських порід, закономірностей їх розповсюдження в земній корі мають не тільки важливе теоретичне, але й надзвичайно важливе практичне значення. Осадові гірські породи є основними акумулюючими породами для промислових скупчень нафти і газу та інших корисних копалин. Вони надзвичайно різноманітні за мінеральним і хімічним складом, будовою, формами і умовами залягання. Знання цих особливостей надзвичайно важливе для відтворення умов формування нафтогазових покладів, обґрунтування систем пошуково-розвідувального буріння та основних принципів розробки нафтових і газових родовищ, розроблення методів і способів підвищення нафтогазовилучення із пластів, проведення робіт по інтенсифікації нафтогазовидобутку та ін.
Таким чином, виконання даної лабораторної роботи ставить перед собою завдання навчити студентів визначати основні ознаки осадових гірських порід в залежності від їх мінерального і хімічного складу та морфологічних особливостей.
2 Обґрунтування роботи і методика її виконання
Осадова гірська порода – це геологічне тіло, складене із мінералів або органічних утворень, а також тих і других сумісно, сформоване із осадів, відкладених на поверхні суші або на дні водойми, що існує в термобаричних умовах, характерних для верхньої частини літосфери. Перш за все необхідно засвоїти, що вихідним матеріалом для утворення осадових гірських порід служать продукти механічного і хімічного вивітрювання, життєдіяльності організмів, вулканічної діяльності та ін. Тому утворення осадових порід – складний природній процес, який проходить в різних умовах, що визначаються різноманітними факторами і силами земної і космічної природи. В цьому зв’язку всі осадові породи за способом утворення мінеральної речовини поділяться на уламкові, складені уламками мінералів і гірських порід, органогенні, в основі яких знаходяться тверді частини рештків організмів і продуктів їх життєдіяльності, і хемогенні, виражені мінералами, що сформувались хімічним шляхом. Між цими групами осадових порід нема чіткої межі. Особливо часто породи змішаного походження зустрічаються серед органогенних і хемогенних порід.
Головними ознаками, що визначають осадові гірські породи, є мінеральний склад осаду, ступінь діагенезу, колір, текстура, структура, пористість і густина.
2.1. Мінеральний склад осаду. Осадові гірські породи формуються за рахунок ряду компонентів різного складу і походження. Ці компоненти присутні у різних співвідношеннях і сполученнях. Основними складовими частинами цих порід є уламкові, хемогенні, біогенні, вулканогенні, колоїдні та космічні компоненти. При цьому осадові породи включають одну, а частіше всього декілька складових частин. Найголовнішими з них є уламкова, хемогенна і біогенна, а в давніх відкладах і вулканогенна частини. В осадових породах зростає роль мінералів, стійких до існування в умовах денної поверхні (кварц, мусковіт). Менш стійкі мінерали типу польових шпатів і плагіоклазів в умовах земної поверхні руйнуються і в осадові відклади переходить лише незначна частина.
2.2. Діагенез, катагенез і метагенез. Ознаки, які показують, які зміни пройшли в осадку після його утворення в процесі перетворення в гірську породу. Діагенез призводить до ущільнення осаду під вагою утворених вище від нього шарів, обезводнення та його перекристалізація. Катагенез являє собою сукупність процесів перетворення осадових гірських порід після виникнення їх в результаті діагенезу і до перетворення в метаморфічні гірські породи. Метагенез – це сукупність природних процесів перетворення осадових гірських порід при зануренні їх у надра Землі в умовах все зростаючого тиску і температури. Утворення цементу в уламкових породах і їх цементація – найпотужніший фактор цих процесів. Частіше всього цемент буває глинистий, кремнистий, карбонатний або залізистий, тобто складений окислами заліза.
2.3. Колір породи. Однією із важливих діагностичних і генетичних ознак є забарвлення порід. В природі зустрічаються породи різного забарвлення, але, як правило, в більшості сірих відтінків. Поява того чи іншого кольору породи залежить від багатьох причин, головними із котрих є забарвлення уламків мінералів, які складають породу, а також колір цементу. Так, білими або світлозабарвленими бувають породи, що містять карбонати, сульфати, галоїди, кремнисту речовину або кварц. Залізистий цемент надає породі різних відтінків коричневого кольору. Зелений колір пов’язаний з наявністю в породі глауконіту, хлоритів, епідоту та ін.
2.4. Текстура. Під текстурою розуміють характер розміщення осадових порід в просторі. В осадових породах вона різноманітна. Найбільш часто зустрічаються шаруваті текстури, коли в породі різко розрізняються шари і неможливо встановити закономірності в положення складових частин, плямиста, коли окремі складові частини породи утворюють обусоблення у вигляді плям.
2.5. Структура – характер взаєморозміщення і величини складових частин порід. Вона залежить від належності до тої або іншої генетичної групи. Так, структури уламкових порід – уламкові, глинистих – пелітові, хемогенних – часто кристалічні або аморфні, органогенних – органогенні і детрусові. Структури осадових порід визначаються головним чином розміром і частково формою складових частин та їх взаємозв’язком.
2.6. Пористість – характерна ознака для багатьох осадових порід. Між твердими частинками, які утворюють гірську породу, існують простори – пори, зайняті рідинами або газами. Сумарний об’єм цих просторів в одиниці об’єму породи називається пористістю. Вона оцінюється за розміром пор, їх кількістю і способів утворення (пористість міжзернова, кавернозна та ін.).
2.7. Густина – важлива діагностична ознака осадових порід. Вона тісно пов’язана з більшістю розглянутих властивостей. Густиною твердої фази породи називають відношення маси твердої фази породи до її об’єму. Густина твердої фази порід змінюється в межах 2550 – 2800 кг/м3.
2.8. Шаруватість властива більшості осадових порід. Вона надзвичайно різноманітна. Шари можуть бути гігантськими і макроскопічними, паралельними і перехресними, горизонтальними і косими, хвилястими та ін. На границях шарів нерідко спостерігаються сліди рябі, течій, слідів донних тварин та ін. Для діагностики осадових порід вона малопридатна, поскільки тип шаруватості практично не пов’язані із складом порід. Не дивлячись на це, в усіх випадках, коли це можливо, шаруватість слід описувати, поскільки вона як правило, дає можливість правильно визначити походження осаду.
2.9. Твердість осадових порід – це властивість виявляти опір заглибленню в них інших тіл при спрямованому контактно-силовому впливі. Твердість порід залежить від багатьох факторів, але основними серед них є мінеральний склад, ступінь цементації складових частин, ущільнення порід тощо.
2.10. Пластичність осадових порід – це властивість порід беззворотньо деформуватися без мікроскопічних порушень їх суцільності під дією механічних навантажень і зберігати її у зміненому вигляді після зняття зусиль, що викликали цю деформацію. Пластична деформація проходить під дією одностороннього або всестороннього тиску в результаті зміщення однієї частини породи відносно іншої. Пластичність осадових порід збільшується при підвищенні температури і тиску. Найбільш пластичними породами є глини, графіт, кам’яна сіль та деякі інші породи.
2.11. Абразивність осадових порід – це їх здатність піддаватися руйнуванню при терті по них різних твердих тіл, зокрема металів, сплавів, гірських порід тощо. Обумовлена вона міцністю, розмірами і формою мінеральних зерен, які складають породу, а також твердістю самих мінералів. Серед гірських порід найменшу абразивність мають кам’яна сіль, сульфати, глини при умові, що вони не містять значної кількості твердих включень. Найбільша абразивність у кварцових пісковиків, алевролітів, кварцитів та ін.
2.12. Проникність осадових порід – це здатність породи пропускати через себе рідину і гази при наявності перепаду тиску. Вона кількісно характеризує фільтраційні властивості колекторів. Величина проникності залежить від літологічного складу і будови гірської породи. Важливий вплив на величину проникності мають пористість, цементуючий матеріал, глибина залягання порід, термобаричні умови та інші геолого-фізичні фактори.
3 Головні типи осадових гірських порід
Осадові гірські породи за структурними ознаками поділяються на уламкові, органогенні, хемогенні та вулканогенні (табл. 3.1).
3.1 Уламкові гірські породи
До них відносяться породи, в яких уламкова частина складає більше 50%. Класифікація їх базується на структурних ознаках, основними із котрих є розмір зерен і форма частинок. Положення границь між окремими підгрупами уламкових порід однозначно не визначено у зв'язку з тим, що із зміною розміру частинок їх облік і властивості
Таблиця 5.1 – Класифікація осадових порід
|
Тип осадової породи |
Назва |
Назва порід за агрегатним станами |
|
|
Не зцементовані (нещільні) |
зцементовані (щільні) |
||
|
1 |
2 |
3 |
4 |
|
У л а м к о в і |
грубоуламкові >2-5 мм |
глибові |
глибові конгломерати |
|
валунні |
валунні конгломерати |
||
|
галечник |
галечниковий конгломерат |
||
|
щебінка |
брекчія |
||
|
дресва |
дресвіт |
||
|
гравійник |
гравеліт |
||
|
піщані 0,05-2,0 мм |
піски різнозернисті |
пісковик різнозернистий |
|
|
алевроліти 0,01-0,1 мм |
алевроліт |
||
|
глинисті <0,01 мм |
різні за складом глини |
аргіліти |
|
|
Х е м о г е н н і |
мінеральні солі |
галітові, сільвінові, карналітові, боратні, мірабілітові |
галітові, сільвінові, карналітові, боратні, мірабілітові |
|
кремні |
кремні |
кремнисті породи |
|
|
кремнеподібні опоки |
кремнеподібні опоки |
||
|
фосфорити |
фосфорити |
||
|
залізо-марганцеві руди |
залізо-марганцеві руди |
||
|
боксити |
боксити |
||
|
вапняки |
вапняки |
||
|
гіпси |
гіпси |
||
|
О р г а н о г е н н і |
торф |
торф |
|
|
вугілля буре |
вугілля буре |
||
|
вугілля кам’яне |
вугілля кам’яне |
||
|
антрацит |
антрацит |
||
|
вапняки |
вапняки |
||
|
доломіти |
доломіти |
||
|
мергель |
мергель |
||
|
нафта |
нафта |
||
|
асфальт |
асфальт |
||
|
озокерит |
озокерит |
||
|
Вул-кано-генні –осадо-ві |
туфи |
туфи |
|
|
туфіти |
туфіти |
||
|
туфобрекчії |
туфобрекчії |
||
|
туфовий пісок |
туфовий пісок |
змінюються поступово. За структурними ознаками виділяється чотири групи уламкових порід.
Грубоуламкові породи складаються із уламків, які за формою і розмірами діляться на окатані і неокатані, крупні, середні і дрібні. До окатаних відносятьяся уламки, які мають заокруглені або згладжені кути. Неокатані уламки гострокутні. Ступінь окатаності уламкового матеріалу збільшується із збільшенням часу і відстані переносу від місця утворення до місця накопичення. Породи з окатаними уламками і скріплені цементом називаються конгломератами, а складені із неокатаних сцементованих уламків - брекчіями.
Серед брекчій виділяють декілька типів різного походження. До осадових відносять брекчії, що сформувались в результаті відкладання в осаді гострокутних уламків різного складу у водному середовищі. Брекчії зсуву містять уламки різної величини і мають одинакоиий склад із цементом. Тектонічні брекчії несуть сліди тиску і розбиті тріщинами. В них як на уламках, так і в цементі часто зустрічаються окремі гладкі ділянки з відполірованими поверхнями - дзеркала сковзання.
При описанні грубоуламкових порід необхідно вказати склад, величину і ступінь окатанності уламків, ступінь діагенезу, склад і забарвлення цементу, кількісне співвідношення уламків в цементі тощо.
Піщані породи. До групи піщаних порід входять породи із розміром уламків від 0,05-2мм. Рихлі, сипучі і незцементовані різновидності осадів називають пісками, а сцементовані – пісковиками.
За мінеральним складом уламкова частина різних піщаних порід не однакова. пов’язано це з різноманітністю вихідного матеріалу в області живлення, ступенем його переробки на стадії руйнування і переносу та різноманітністю термобаричних і геохімічних умов осадонакопичення.
У відповідності з мінеральним складом уламкової частини розрізняють мономінеральні, олігоміктові і поліміктові піщані породи. Мономінеральні піщані породи складені зернами одного мінералу; олігоміктові – 2-3 мінералів; поліміктові – із зерен мінералів і гірських порід різного складу.
За величиною зерен піщані породи поділяються на рівномірнозернисті і нерівномірнозернисті.
За мінеральним складом розрізняють наступні головні групи піщаних відкладень:
Кварцеві піски і пісковики, в котрих крім кварцу у вигляді домішок присутні польові шпати, слюди, глауконіт та ін. Цемент таких пісковиків може бути кремнистим, глинистим, вапняковим, залізистим, фосфоритовим та ін.
Кварцево-глауконітові піски і пісковики складені зернами кварцу (20-40%) і глауконіту (60-80%) з невиликими домішками інших мінералів. В залежності від кількості глауконіту та інтенсивності його забарвлення піски мають більше або менше яскравий зелений колір. При вивітрюванні, яке супроводжується розкладанням глауконіту і утворенням оксидів заліза – колір їх стає іржаво-бурим.
Залізисті піски і пісковики переважно являють собою кварцові піски і пісковики, зерна яких покриті плівкою бурих залізистих мінералів. Цемент пісковиків залізистий, а тому колір порід коричневий.
В природі зустрічається магнетитові аркозові піски і пісковики та грауваки. Розповсюдження їх обмежене порівняно з наведеними вище пісками і пісковиками.
При описанні пісків і пісковиків основну увагу необхідно звернути на розміри зерен, мінеральний склад та забарвлення; для зцементованих порід – по можливості визначити в описі склад цементу та його особливості – колір, пористість, однорідність, кількість. Для поліміктових порід необхідно визначити кількісне співвідношення зерен різних мінералів та ступінь їх відсортованості.
Алевритові породи на 50% і більше складаються з уламкових частин розміром 0,01-0,1 мм. Серед них розрізняють крупно-, середньо-, дрібнозернисті різновидності. Рихлі породи називаються алевритами, а зцементовані щільні – алевролітами.
Мінеральний склад уламкової частини майже такий, як в піщаних порід, але тут переважають стійкі мінерали – кварц, халцедон, мусковіт. Будова алевролітових порід (текстура, структура), тип і склад цементу подібні до піщаних утворень. Забарвлення порід в залежності від домішок може бути різним – світло-сірим, сірим, чорним, бурим, зеленим та ін.
Опис порід проводиться аналогічно до піщаних порід.
Глинисті породи відносяться до найбільш розповсюджених порід. Їх головними складовими частинами є глинисті мінерали і тонкодисперсний уламковий матеріал – пеліт, розміри частинок якого менші 0,01 мм.
Глина з водою утворюють пластичну масу, яка при висиханні твердіє, а при випалюванні набуває твердості гірської породи.
В природних умовах до найбільш розповсюджених відносяться гідрослюдисті, каолінітові, монтморилонітові і полімінеральні глини.
Гідрослюдисті глини найбільш розповсюджені в природі. Вони утворюються як в морських так і в континентальних умовах. В цих глинах, крім гідрослюд і уламкової пелітової фракції, у вигляді домішок, часто присутні хлорит, монтморилоніт, а також уламкові зерна кварцу, слюд та ін. В залежності від кількості і складу домішок глини бувають більш або менш пластичними.
Каолінітові глини не мають широкого розповсюдження. Це білі глини, складені коалінітом, що утворився при вивітрюванні польовошпатових порід. В корі вивітрювання каоліни вміщують домішки зерен кварцу, лусок слюди та ін., часто зустрічають специфічні породи – боксити. Це щільні породи, забарвлені в червоні, рідше в сірі відтінки, що складаються головним чином із оксидів і гідроксидів алюмінію, часто з домішками гідроксидів заліза.
Монтморилонітові глини мають обмежене розповсюдження. В чистому вигляді зустрічаються надзвичайно рідко і в невеликих кількостях. Як правило, ці глини вміщують домішки мінералів із груп каолініту, хлориту і гідрослюд, а також уламкових і хемогенних утворень.
Полімінеральні глини розповсюджені дуже широко. Вони являють собою продукт перевідкладання глинистих порід і глинистих мінералів. В їх складі переважають гідрослюди, в менших кількостях присутні каолініт, хлорит і монтморилоніт.
Описуючи глини, необхідно вказати наступні їх зовнішні ознаки: колір, ступінь вологості і пластичності, домішки, текстуру, наявність рослинних залишків, запах та ін.
Аргіліти – це щільні, тверді глинисті породи, утворені в результаті діагенезу глин. Їх склад відповідає гідрослюдистим і рідше полімінеральним глинам. На відміну від глин, аргіліти крихкі і під дією внутрішніх або зовнішніх напруг (тектонічних, гідророзриву) в них утворюються тріщини, які в більшості випадків заповнюються карбонатами, сульфатами, кремнеземом тощо. При певних умовах тріщини можуть залишатися розкритими.
3.2 Органогенні і хемогенні породи
Утворюються вони як у водному середовищі, так і на поверхні суші в результаті життєдіяльності тварин і рослинних організмів, або хімічних процесів. Часто обидва процеси проходять одночасно, а тому утворені ними породи розглядаються сумісно. Класифікація їх проводиться за хімічним складом і виділяються карбонатні, кремнисті, сірчанокислі, галогенні, фосфатні, вуглеводневі (горючі) породи.
Карбонатні породи
Серед карбонатних порід найбільш розповсюдженими є вапняки і доломіти.
Вапняки – найбільш розповсюджені породи даної групи. Вони складані в основному кальцитом. За вмістом глинистих домішок розрізняють глинисті вапняки (глини 10%), вапнякові мергелі (20 %), і мергелі (30-50%) і вапнякові глини (глини 50%). При збільшенні кількості піску у вапняках їх називають піщаними вапняками або вапняковими пісковиками. Характерною особливістю є їх активна взаємодія із соляною кислотою, котра супроводжується інтенсивним виділенням вуглекислого газу. Забарвлення вапняків може бути різноманітним. Найбільш часто зустрічаються світло-сірі, сірі, та сірувато-жовті кольори.
За походженням вапняки поділяються на органогенні та хемогенні, але в більшості випадків вони мають органогенно-хемогенне походження. Типовим представником таких порід є звичайна письмова крейда.
Мергелі – це щільні вапнякові породи з раковинними або нерівними зламами переважно білого або різноманітного сірого забарвлення з розведеною соляною кислотою мергелі сильно реагують, при чому на поверхні породи залишається брудна пляма.
Доломіти – породи, що містять не менше 95% мінералу доломіту. Чисті доломіти зустрічаються рідко. В основному спостерігаються різні переходи від вапняків до доломітів, та й вапнякові доломіти вміщують більше 50% доломіту, а доломітові вапняки – менше 50%. Макроскопічно відрізнити доломіти від вапняків практично неможливо. Їх діагностичною ознакою є реакція з розведеною соляною кислотою. Доломіти ”киплять” тільки після розтирання їх в порошок.
Кремнисті породи
Породи, складені переважно кремнеземом, можуть мати як органічні, так і хімічне походження. Із кремнистих порід органічного походження найбільше розповсюдження мають діатоміти, що являють собою скупчення мікроскопічних скелетів діатомітових водорослей. Діатоміти – білі або світло-жовті , м’які і легкі рихлі породи, часто подібні на письмову крейду, але, на відміну від неї, не реагують із соляною кислотою.
Трепели зовнішньо невідрізнимі від діатомітів, але мають колоїдно-хімічне походження. Вони складаються не із шкарлупок, а із найдрібніших зерен опалу, які можна розрізнити тільки під мікроскопом.
До кремнистих порід також відносяться опоки, яшми, кремнисті конкреції. Вони мають значно менше розповсюдження, ніж діатоміти і трепели.
Сірчанокислі і галоїдні породи
Сірчанокислі і галоїдні породи розрізняються за хімічним складом, але близькі за умовами формування. Серед цих порід найбільш розповсюджені кам’яна сіль, гіпс і ангідрит.
Кам’яна сіль являє собою зернисто-кристалічну або зливну масу. Забарвлення її змінюється від білого до червоного в залежності від домішок. Діагностичні ознаки солі: солена на смак, легко розчиняється у воді, має невелику густину. Зустрічається як в суцільних масах, так і у вигляді домішок в уламкових породах і глинах. При вивітрюванні на поверхні таких порід виникають білі плями солі.
Гіпс, як і кам’яна сіль, зустрічається у вигляді зернисто-кристалічних мас. Чистий гіпс сніжно-білий, жовтий або рожевий, але його забарвлення в залежності від складу домішок може бути різноманітним. Гіпс легко розпізнається за невеликою твердістю і малою густиною, яка не перевищує 2,4.
Ангідрит – сіра або голубувато-сіра щільна порода з густиною до 3 і твердістю до 3,5 за шкалою Мооса, чим різко відрізняється від гіпсу. Ангідрит зустрічається на глибинах більше 70 м. На поверхні він внаслідок гідратації переходить в гіпс.
Залізисті породи
Найбільше розповсюдження із залізистих порід мають: 1) оксиди і гідроксиди заліза; 2) карбонати заліза; 3) сульфіди заліза.
Серед порід першої групи є оолітові залізні руди. Утворюються вони при випаданні гідроксидів заліза із морської або прісної води.
До складу другої групи входять сидерит, який зустрічається у вигляді мінеральних включень в осадових породах або, рідше, утворює невеликі лінзи.
До третьої групи відносяться пірит і марказит. Вони іноді складають пласти і лінзи, але практичного значення в промисловості не мають.
Фосфатні породи
Осадові породи, багаті фосфатами кальцію (апатит), називаються фосфоритами. Вони містять фосфат кальцію в аморфному виді, домішки глини або піску. Якість фосфоритів оцінюється за вмістом фосфорного ангідриту. За місцем утворення розрізняють фосфорити морські і континентальні, а за умовами залягання – пластові та конкрекційні. Фосфорити із великим вмістом оксиду фосфору, є цінною рудою для хімічної промисловості і сільського господарства при виробництві добрив.
Вуглеводневі породи
До названої групи входять як органогенні так і хемогенні породи. Найбільш широке розповсюдження мають торф, викопне вугілля, горючі сланці, бітумінозні породи і нафта.
Торф являє собою буру або чорну масу не до кінця розкладеного рослинного матеріалу, обвугленого і збагаченого органічними кислотами. Торф рихлий, ріжеться лопатою. Утворюється переважно на болотах з відмираючих рослин.
Викопне вугілля складене залишками рослинності, яка накопичувалась в мілководних водоймах і болотах. В подальшому цей матеріал зазнав складного хімічного процесу вуглефікації, в результаті котрого органічна речовина поступово втрачала кисень і водень, а збагачувалась вуглецем. При цьому утворилося буре вугілля (біля 70% С), кам’яне вугілля (82% С) і антрацит (95% С).
Горючі сланці – сланцеваті темно-сірі, бурі або коричневі породи, котрі горять кіптячим полум’ям із виділенням густого диму із запахом бітуму. Утворюються вони при накопиченні бітумів з одночасним відкладанням тонкого мулу.
Бітуми являють собою нафти і летучі горючі речовини. Утворюються вони в умовах затрудненого доступу кисню до захоронених органічних залишків.
Бітумінозні породи – це просочені або вміщуючі розсіяні включення нафти, яка знаходиться в них в загустілому стані в результаті окислення. Це в більшості темні породи із сильним запахом нафти на свіжому зламі. Поміщений уламок породи в пробірку з бензином або бензолом, розчиняючи бітумну частину, надає їм темно-коричневого забарвлення.
Нафта являє собою рідину від світло-жовтого до коричневатого кольору із специфічним запахом бітуму і масляним блиском. Невелика кількість нафти на воді утворює райдужну плівку. Поклади нафти формуються в пористих і тріщиноватих породах, котрі в цих випадках відіграють роль колекторів.
Вулканогенно-осадові породи. Являють собою утворення проміжного складу між уламковими і вулканогенними (пірокристалічними) породами. За співвідношенням між собою і вулканогенною частиною в цій групі гірських порід розрізняють наступні типи порід: туфітові породи, в яких уламковий мінерал складає 10-15 %, а вулканогенний – 50-90 %, і туфогенні породи, уламкова частина в котрих складає 50-90 %, а вулканогенна – 10-50 %.
Розмір і форма вулканогенних частинок може бути різними, в зв’язку з чим подальший розподіл головних груп вулканогенно-осадових порід, як і уламкових осадових, проводиться за цими ознаками.
Уламкова частина може бути представлена кварцом, польовими шпатами, слюдами та ін., також уламками порід, перенесеними до місця накопичення осаду різними поверхневими агентами транспортування. Вулканогенна частина, яка є продуктом діяльності наземних і підземних вулканів, складається із вулканічного скла, уламків мінералів, та ефузивних порід. Форма частинок в переважній більшості кутовата, іноді краплеподібна.
В туфах цементуючий матеріал міститься в невеликій кількості. Виражений він в основному тонкодисперсною скловатною масою, а іноді вторинними карбонатами, хлоритом, цеолітами. В туфітах і туфогенних породах цемент може складати до 20-30% і більше. Виражений він головним чином глинистим матеріалом і карбонатами, а також продуктами розкладу теригенних мінералів – хлоритом, серицитом та ін.
Забарвлення вулканогенно-осадових порід надзвичайно різноманітне. При високому вмісті вулканогенного матеріалу переважають бурі і сірувато-зелені кольори різних відтінків. Іноді зустрічаються гірські породи жовтого, фіолетового, чорного та ін. кольорів.
Породи даної групи утворюються в областях з інтенсивною вулканічною діяльністю в результаті одночасного накопичення і подальшого перетворення пірокластичного і уламкового матеріалу.
Таким чином все вищеназване вказує, що правильно визначити осадові породи студенти зможуть тільки при врахуванні всього комплексу їх зовнішніх ознак. Тому при визначенні цих порід необхідно особливу увагу звернути на текстуру і структуру, характер шаруватості, наявність або відсутність кавернозності, колір, твердість, густину, злам та ін. ознаки. Особливу увагу необхідно надати опису мінерального складу породи, органічним залишкам, включенням, конкрекціями, домішками. Повне описання порід дозволить правильно встановити тип породи і спосіб її утворення.
4 Лабораторні приладдя та реактиви
Для виконання лабораторної роботи необхідні наступні приладдя та реактиви:
5 Контроль засвоєного матеріалу
1. Що таке осадові гірські породи і в яких умовах вони утворюються?
2. Що таке діагенез, катагенез і метагенез осадових порід?
3. Основні типи структур осадових порід.
4. Найбільш характерні фізичні властивості осадових порід.
5. Від чого залежить пористість осадових порід?
6. Що таке проникність осадових порід?
7. Від чого залежить абразивність осадових порід?
8. Які найважливіші мінерали входять до складу осадових порід?
9. Умови формування хемогенних та органогенних осадових порід.
10. Умови формування вулканогенно-осадових порід.
1 Вступ
Виконання цієї лабораторної роботи ставить за мету навчити студентів найпростіших методів вивчення і визначення основних типів метаморфічних гірських порід. Знання процесів їх утворення, закономірностей розповсюдження їх мінерального складу є важливою науковою складовою для організації пошуків різних корисних копалин таких як золото, уран, молібден, вольфрам, залізо, дорогоцінне каміння, генетично пов’язаних з цими породами. Метаморфічні породи приймають участь в будові кристалічної основи або фундаменту багатьох нафтових і газових родовищ, а тому вони мають вирішальний вплив на формування і розповсюдження нафтових і газових покладів.
Таким чином виконання цієї лабораторної роботи дасть можливість майбутнім гірничим інженерам з наукових позицій підійти до вирішення ряду практичних завдань по раціональному використанню природних ресурсів, особливо нафти і газу.
2 Метаморфічні гірські породи
Метаморфічні гірські породи утворилися в результаті значного перероблення магматичних і осадових гірських порід в глибинних зонах земної кори, куди вони попадають внаслідок дії тектонічних процесів. Перш за все необхідно засвоїти, що процеси утворення метаморфічних порід відбуваються під впливом так званих факторів метаморфізму, до яких відносять температуру, тиск, склад циркулюючих водних розчинів і газів. Ці перетворення супроводжуються більш або менш інтенсивною перекристалізацією порід в твердому стані без суттєвого розплаву. При цьому необхідно відзначити, що в процесі метаморфізму велику роль відіграє мінеральний склад вихідних порід.
За переважаючою роллю тих чи інших факторів в ході перетворення магматичних і осадових порід в метаморфічні виділяють декілька різних типів метаморфізму.
2.1 Локальний метаморфізм
До локального типу метаморфізму належать: контактовий (контактово-термальний) метаморфізм пов’язаний з тепловим впливом магматичних мас на метаморфізуючі породи; динамометаморфізм (катакластичний), який механічно впливає на метаморфізуючу породу, що призводить до подрібнення самої породи, тобто її катакластації; автометаморфізм пов’язаний з впливом на самі магматичні породи виділених із магми при її кристалізації води та летких компонентів; метасоматоз пов’язаний зі зміною породотвірних мінералів під впливом метасоматичних розчинів з мінералами, які входять до складу метаморфізуючих порід.
Контактово-термальний метаморфізм проявляється на контакті магматичних мас з вміщуючими їх породами. При цьому метаморфізація вміщуючих порід відбувається переважно під дією “магматичного” тепла на бокові породи, без привнесення і винесення хімічних речовин, тобто носить ізохімічний характер. Цей тип метаморфізму особливо чітко проявляється на контактах магми основного і ультраосновного складу, які недостатньо насичені леткими компонентами. Серед продуктів контактово-термального метаморфізму найбільш поширеними є роговики, кристалічні вапняки, сланці.
Динамометаморфізм виникає у звужених зонах тектонічних розривних порушень в результаті короткочасного струсу. Якщо цей метаморфізм відбувається без підвищення температури, то практично нові мінерали не утворюються, а відбувається лише механічне подрібнення гірських порід і їх складових частин. При підвищеній температурі можуть розвиватися серицит за рахунок плагіоклазів, хлорит за рахунок магнезіально-залізистих силікатів та ін.
Автометаморфізм характеризується тим, що процеси метаморфічних змін відбуваються лише в бокових і прикупольних зонах ендоконтактів самих інтрузивних масивів. Цей метаморфізм відбувається в заключній стадії становлення магматичних тіл, коли в зонах їх ендоконтактів нагромаджується значна частина рідинних і летких компонентів, при взаємодії яких з мінералами, що раніше виділилися, відбувається їх перетворення в інші мінерали. При цьому такі мінерали, як польові шпати, переходять в кварц і мусковіт та ін.
Метасоматоз. Це процес зміни бокових гірських порід в результаті привносу і виносу різноманітних компонентів. У процесі метасоматозу розчинення і заміщення мінералів відбувається практично одночасно. Основними агентами при метасоматозі є термальні розчини, які поступають з магматичних джерел. Вони містять хлориди лужних металів, галоїди, фтор, сірку та інші компоненти. За допомогою цих розчинів відбувається міграція речовини шляхом інфільтрації по зонах підвищеної тріщинуватості, по площинах сланцюватості і шляхом дифузії компонентів через нерухомі міжпорові розчини. Інтенсивність і характер метасоматозу залежать від складу поступаючих розчинів, їх концентрації, температури, тиску, а також від складу і структури порід, які метаморфізуються.
2.2 Регіональний метаморфізм
Цей тип метаморфізму проявляється на великих площах в межах рухомих зон земної кори без зв’язку з магматичними масами. Залежно від напрямку процесу регіональний метаморфізм поділяється на прогресивний, регресивний і ультраметаморфізм.
Прогресивний метаморфізм. Основними факторами є направлений стресовий тиск і метаморфізуючі розчини. При цьому підвищення тиску і температури пов’язується з геотермічним градієнтом, тобто глибиною занурення гірських порід, а поступлення метаморфізуючих розчинів – з їх виділенням при зневодненні водовміщуючих мінералів (гіпс, цеоліти, лімоніт та ін.), а також з поступленням метаморфізуючих розчинів з надмантійного простору. Температура при прогресивному метаморфізмі коливається в межах 350-1100С. При цьому типі метаморфізму формуються сланці, кварцити, мармури, амфіболіти, гнейси та ін.
Регресивний метаморфізм, на відміну від прогресивного, характеризується заміщенням високотемпературних мінеральних асоціацій більш низькотемпературними. Цей тип метаморфізму пов’язаний зі зниженням тиску і температури в результаті різноманітних рухів в окремих регіонах і відповідно формуванням більш низькотемпературних мінералів. Так, більш високотемпературні гранати переходять в біотит, хлорит і серицит, піроксени – в рогову обманку, актиноліт – в хлорит та ін.
Ультраметаморфізм – це специфічний метаморфізм, проявленням якого можуть бути мігматизація, гранітизація та інші процеси. Ці породи можуть формуватися як завдяки проникненню якоїсь частини магми в товщі метаморфічних порід за площинами сланцюватості і гнейсуватості, так і завдяки частковому або повному виплавленню низькотемпературного кварц-польовошпатного розплаву. Ультраметаморфізм відбувається на значних глибинах, де температура досягає понад 1000С, що призводить до часткового розплавлення гірських порід. Не виключено, що важливішим фактором ультраметаморфізму є безпосередній вплив на метаморфізуючі породи магматичних джерел. З ультраметаморфізмом пов’язане формування різноманітних мігматитів (Український кристалічний щит), ін’єкційних гнейсів тощо.
2.3 Хімічний склад метаморфічних порід
Визначення хімічного і мінерального складу метаморфічних порід досить складне завдання. Пояснюється це тим, що метаморфічні гірські породи успадкували хімічні та мінеральні особливості як первинних осадових і магматичних порід, за рахунок яких вони утворилися, так і за рахунок привносу хімічних компонентів зі сторони під час їх формування. Отже, в них присутні як первинні інгредієнти (хімічні елементи і мінерали) цих груп порід, так і хімічні елементи і мінерали, які надійшли і утворилися в метаморфічній породі під час її формування. Виходячи з цього положення, в хімічному складі метаморфічних порід виділяють дві групи елементів: а) елементи, властиві первинній породі, і б) елементи, які привносяться в зону метаморфізації під час формування метаморфічної породи. До перших належать SiO2, Al2O3, CaO, MgO, FeO, Fe2O3, Na2O, KaO та ін.; до других – Al, F, P, S, (OH) і дуже часто Be, Li, Ta, Nb, Zr, TR, U, Th та ін.
Кількісні співвідношення між окремими хімічними елементами можуть бути дуже різноманітними, що залежить як від хімічного складу первинної породи, так і від типу метаморфізму, при якому відбувається її метаморфізація. Мінеральний склад і характер його зміни знаходяться в тій же залежності. Так, в кварциті переважає кварц, у вапняку – кальцит, в гнейсі – кварц, польові шпати, слюди та ін.
Найбільша кількість привнесених хімічних компонентів і відповідно формування нових мінералів характерні для типів метаморфізму, пов’язаних з привнесенням хімічних компонентів з магматичних джерел при ультраметаморфізмі і метасоматичному метаморфізмі.
2.4 Мінеральний склад метаморфічних гірських порід
Всі мінерали, які належать до складу метаморфічних порід, поділяються на такі групи:
а) первинні мінерали, типові для магматичних порід, головна роль серед яких належить кварцу, польовим шпатам, слюдам, піроксенам і амфіболам;
б) мінерали, типові для осадових порід, серед яких переважаюча роль належить кварцу, кальциту, доломіту, гіпсу та деяким іншим мінералам;
в) специфічні метаморфічні мінерали, які формуються в процесі метаморфізації первинних порід і пов’язані з привнесенням різноманітних компонентів, зміною температури і тиску. Це такі мінерали як дистен, андалузит, силіманіт, гранати та ін.
2.5 Структури і текстури метаморфічних порід
При визначенні метаморфічних порід, ступеня їх метаморфізації та ін. структурам і текстурам належить першочергове значення.
Структури. Серед структур метаморфічних порід виділяють такі групи: а) кристалобластичні; б) катакластичні; в) реліктові.
Кристалобластичні структури характеризуються тим, що окремі зерна мінералів в породі мають свою первинну кристалічну форму.
Катакластичні структури характеризуються тим, що частина породотвірних мінералів роздроблена і не зберегла своєї первинної форми.
Реліктові структури. В цій групі структур настільки відбулися зміни, що в кінцевому результаті залишилися лише окремі первинні зерна – релікти. Основна ж маса первинних зерен змінена і має дрібнозернистий облік.
В кожній з виділених основних груп структур виділяють ряд окремих типів і різновидностей.
Текстури. Серед текстур, типових для метаморфічних порід, виділяються дві основні групи: а) реліктові і б) власне метаморфічні.
Реліктові текстури характеризуються тим, що вони зберегли свій первинний облік, тобто облік тієї текстури, яка була властива первинній неметаморфізованій породі.
Власне метаморфічні текстури – це текстури, виникнення яких пов’язане з формуванням самої метаморфічної породи. Серед них виділяють масивні, плямисті, смугасті, сланцюваті, очкові та інші групи, ускладнені як мікро-, так і макроскладчастістю.
У масивній текстурі розмір зерен мінералів рівний і практично однаковий і відповідно структура рівномірнозерниста (мармур); в плямистій – окремі зерна, групуючись, утворюють плями в породі (мігматити); в смугастій – окремі зерна концентруються в паралельних зернах (гнейси); в сланцюватій – окремі зерна групуються в неоднорідні субпаралельні зони-смужки (сланці).
2.6 Фізичні властивості метаморфічних порід
Метаморфічні породи належать до числа гірських порід, які за своїм зовнішнім виглядом і фізичними властивостями різко відрізняються як від магматичних, так і від осадових. Це пов’язано з тим, що первинні магматичні чи осадові породи, переходячи в метаморфічні, в зоні метаморфізму практично повністю змінюють свій зовнішній вигляд. Особливо це стосується текстур і структур, характеру розподілу окремих мінералів в об’ємі, а також частково інших фізичних властивостей, коротка характеристика яких подана нижче.
Так, для текстур і структур метаморфічних порід характерна сланцюватість і гнейсуватість, подрібнення складових мінеральних частин аж до утворення катаклазитів і мілонітів, часте пронизування ін’єкційним тонкосмугастим гранітоїдним матеріалом та ряд інших структурних і текстурних ознак.
Другою ознакою метаморфічних порід є анізотропія, яка проявляється в односторонньо направленому розташуванні окремих складових частин породи. Це особливо стосується розподілу в метаморфічній породі мінералів з групи слюд (мусковіту, біотиту, флогопіту та ін.).
Немаловажне значення для діагностики метаморфічних порід має визначення вмісту в них води.
На зміну забарвлення метаморфічних порід часто впливають і хімічні реакції, які відбуваються при метаморфізмі. Так, перехід закисного заліза в окисне надає метаморфічній породі бурого забарвлення; перехід же окисного заліза в закисне надає породі блакитних відтінків і т.д. Отже, при діагностиці метаморфічних порід всі ці фактори необхідно враховувати.
3 Головні типи метаморфічних гірських порід
В основу класифікації метаморфічних гірських порід покладено ряд ознак, серед яких важливішими є хімічний і мінеральний склад, структура і текстура, а також види метаморфізму. Мінеральний склад дає змогу відновити тиск і температуру метаморфізму; структурні і текстурні особливості – глибину і способи метаморфізму; хімічний склад – характер первинних порід.
Виходячи із вищенаведеного, в основу класифікації метаморфічних порід покладено типи метаморфізму (табл. 5.1).
Таблиця 5.1 – Класифікація метаморфічних гірських порід
|
|
Ультра- основні породи |
— |
Катала-зит, мі-лоніт |
Серпен-тиніт |
— |
Еклогіт |
— |
— |
|
Габро- діорит |
— |
Катала-зит, мі-лоніт |
— |
— |
Арфі-боліт |
— |
— |
|
|
Вулканічні по-роди |
Піроксе-нові ро-говики |
Катала-зит, пор-фіроїд |
Вторин-ний ква-рцит |
— |
Гнейс, арфі-боліт |
Кварце-во-слю-дяний сланець |
Мігма-тит |
|
|
Граніт |
— |
Катала-зит, мі-лоніт |
Грей-зени |
— |
Гнейси |
Слюдя-ний гнейс |
Мігма-тит |
|
|
Піско-вик |
— |
— |
— |
— |
— |
Кварцит |
— |
|
|
Глина |
Слюди-сті і гли-нисті сланці |
— |
— |
— |
Гнейс |
Слюдя-ний сла-нець |
Мігма-тит |
|
|
Мер-гель |
Роговик |
— |
— |
Скарни |
Гнейси, арфі-боліт |
Зелений сланець, мармур |
— |
|
|
Вап-няк |
Мар-мур |
— |
— |
Гнейси |
Мар-мур |
— |
||
|
Вихідні по- Тип роди метаморфізму |
Контак-тово-терма-льний |
Динамо-мета-морфізм |
Авторе-тамор-фізм |
Контак-товий метало-матоз |
Прогре-сивний |
Регре-сивний |
Ультра-метамор-фізм |
|
|
Локальний |
Регоіна-льний |
3.1 Метаморфічні породи локального метаморфізму
Серед цієї групи метаморфічних порід виділяють:
а) породи контактово-термального метаморфізму;
б) породи динамометаморфізму;
в) породи автометаморфізму;
г) породи контактового метасоматозу.
Породи контактово-термального метаморфізму. Серед цього типу порід виділяються глинисті сланці, слюдисті сланці, роговики і мармур.
Глинисті сланці – це щільна сланцювата глиниста порода, яка складається переважно з каолініту або інших глинистих мінералів, гідрослюд, хлориту, а також кварцу, польових шпатів, карбонатів, органічних вуглистих речовин, а іноді сульфідів заліза. Пористість породи 1-3%. Сланці не розмокають у воді.
Глинисті сланці утворюються в результаті ущільнення глин і їх частковій перекристалізації при зануренні на глибину. При подальшій зміні перетворюються у філіти або хлоритові сланці. Породи найбільше характерні для геосинклінальних формацій.
Слюдисті сланці утворюються за рахунок глинистих сланців. Відрізняються вони від них більшим ступенем перекристалізації. До мінерального складу входять дрібні зерна (0,1-0,2 мм) мусковіту, біотиту, кварцу, рогової обманки. Структури кристалобластові, текстури сланцюваті.
Глинисті і слюдисті сланці використовуються у будівництві, в електротехнічній промисловості, а в подрібненому стані як наповнювач для бетону.
Роговики – тонкозерниста або прихованокристалічна контактно-метаморфічна гірська порода. Виникає при нагріванні глинистих та інших тонкозернистих алюмосилікатних порід, які знаходяться в контакті з магматичними тілами в умовах глибин до 10 км.
В товщі роговиків переважно проявляється температурна зональність. Високотемпературні піроксенові роговики, що містять кордієрит, андалузит, гіперстен, при виділенні від контакту з магматичним тілом змінюються більш низькотемпературними роговиками, в яких переважно присутні біотит, моноклінний піроксен тощо.
Роговики переважно мають характерну рівномірнотонкозернисту роговикову структуру і масивну, плямисту або смугасту текстуру. Вони характеризуються переважно високою міцністю, не мають промислового зруденіння, але є супутниками багатьох корисних копалин. Деякі різновидності роговиків використовують як облицювальний матеріал.
Мармур – повнокристалічна карбонатна гірська порода, утворена в результаті перекристалізації вапняка або доломіту. Переважно мармур містить велику кількість домішок інших мінералів та органічних сполук, які по-різному впливають на його якість.
Найбільшою міцністю і найкращою полірованістю характеризуються дрібнокристалічні мармури із зубчастим зв’язком зерен. Мармури характеризуються виключним різноманіттям забарвлення. Особливо цінними є білі однорідні мармури завдяки здатності пропускати світло на деяку глибину і створювати відтінки.
Найважливішим промисловим показником мармуру є його блочність, тобто здатність виколювання або випилювання із гірського масиву великих блоків, придатних для розпилювання на плити і виготовлення скульптурних виробів. Родовища мармуру багаточисельні і розробляються майже в усіх країнах. Найбільшою популярністю користується мармур Італії. На півночі Італії, в Апуанських Альпах, знаходяться товщі глибокометаморфізованих юрських карбонатних відкладів, де всі вапняки перетворені в білі або кольорові мармури. Видобувається мармур переважно в кар’єрах і рідко підземним способом.
Мармур з давніх часів використовують для облицювання будинків та інтер’єрів, створення мозаїчних композицій, барельєфів тощо. Для скульптур здебільшого використовують однотонний білий мармур.
Метаморфічні породи динамометаморфізму. Породи динамометаморфізму представлені переважно катаклазитами, мілонітами та тектонічними брекчіями.
Катаклазити. Деформація гірських порід супроводжується подрібненням або обертанням мінеральних зерен чи їх агрегатів під впливом тектонічних процесів без зміни їх хімічного складу. Катаклазити виникають в зонах розломів гірських порід і є наслідком стресових тисків. Перетерта маса часто містить хлорит, серицит та інші вторинні мінерали. Катаклазити можуть утворюватися за рахунок будь-яких порід, однак переважно вони формуються в гранітах, діоритах, габро та інших магматичних породах. Структури катакластичні, текстури реліктові, сланцюваті. У вулканогенних породах катаклаз призводить до утворення порфірових виділень.
Мілоніти – кластогенні породи, утворені при динамометаморфізмі в зонах розломів при перетиранні та розвальцюванні різних гірських порід по поверхні тектонічних розривів. За зовнішнім виглядом нагадують щільні конгломерати із заокругленими уламками мінералів вміщуючих порід та тонким мікробрекчієвим цементуючим матеріалом. Останній часто має стрічкову або смугасту текстуру завдяки переміщенню тонкого матеріалу вздовж зсувного порушення при насуванні блоків масивних порід, які переміщуються один відносно другого з утворенням тонкозернистої спресованої маси з характерними поверхнями дзеркального сковзання. З нових мінералів при стресових навантаженнях можуть утворюватися лусочки хлориту, серициту, епідоту, альбіту, кварцу та інших мінералів. У вулканогенних породах утворюються порфіровидні виділення. Структура катакластична, текстури сланцюваті, іноді реліктові.
Тектонічні брекчії являють собою крупноуламкові гірські породи, які складаються із зцементованих кутоватих уламків різних гірських порід розміром понад 10 мм. Уламки можуть бути однорідними або різнорідними, різко відрізняючись від цементу. В брекчії дуже часто присутній заповнюючий метаріал. Від катаклазитів і мілонітів відрізняються збереженням більш крупних уламків первинних порід, зцементованих більш дрібнозернистим перетертим матеріалом цих же порід. Враховуючи, що тектонічні порушення можуть служити шляхами проникнення з більших глибин мінеральних розчинів, не виключено, що цементуюча частина брекчії пов’язана саме з високомінералізованими розчинами.
Метаморфічні породи автометаморфізму. Серед цього типу порід найбільше розповсюджені грейзени, вторинні кварцити і серпентиніти.
Грейзени – гірські породи, що утворюються в процесі високотемпературного (300-550С) метасоматозу і перекристалізації гранітоїдів за участю летких компонентів (F, H2O, Cl та ін.), що проходить у широкому діапазоні тисків при еволюції постмагматичних розчинів від лужних до кислих і пов’язаного з гранітними інтрузіями середніх і помірних глибин. Багато дослідників вважають грейзени продуктами приконтактного вилужування гірських масивів найбільш кислих гранітів в умовах середніх глибин.
Залежно від складу автометасоматичних розчинів утворюються різні грейзени. Головними мінералами гірської породи є кварц і слюда, топаз, флюорит, турмалін, берил, рутил. Деякі рудні мінерали в породі містяться в промислових кількостях (вольфраміт, молібденіт, вісмутин, пірит та ін.). В таких випадках грейзени визначаються рудами. Серед грейзенів відомі родовища руд вольфраму, олова, берилію, молібдену, миш’яку. При цьому родовища можуть бути не тільки серед гранітів та інших кислих порід, але й серед основних, ультраосновних і карбонатних порід, причому обов’язково на контактах з гранітами. Для них характерна наявність типово грейзенових як в жильному просторі, так і в навколорудних породах. Залягають грейзени у вигляді жил і неправильних за формою ділянок всередині гранітних масивів, переважно в їх крайових частинах, а іноді в навколишніх породах.
Структура породи середньо- і крупнозерниста. Текстури переважно гранобластові, масивні.
Вторинні кварцити утворюються в результаті зміни вулканогенних порід кислого і середнього складу під дією поствулканічних розчинів. Головними компонентами вторинних кварцитів є кварц, діаспор, каолініт, а іноді рудні мінерали – сульфіди Cu, Pb, Zn, Ag та ін., які дуже часто утворюють промислові родовища. Іноді присутній корунд. Структура однорідна; текстура – кристалобластова.
Серпентиніти формуються на заключній стадії становлення ультраосновних олівінових порід під впливом гідротермальних розчинів порівняно невисокої температури (менше 400С). Це переважно зони ендоконтактів первинних ультраосновних масивів, заміщених серпентинітом, який утворюється при взаємодії олівіну з гідротермальними розчинами на заключній стадії формування ультраосновних масивів.
Метаморфізовані породи складені здебільшого волокнистими агрегатами серпентину з реліктами олівіну та інших мінералів. Структури щільні тонкозернисті або волокнисті. Текстури переважно реліктові, неодноріднозернисті. З даним типом метамор-фізму пов’язані основні родовища серпентину, а іноді й хроміту.
Метаморфічні породи контактового метасоматозу. Цей тип порід формується в зоні екзоконтактів в основному гранітних масивів в їх безпосередній близькості з вапняками або мармурами. Серед них найбільш поширеними є скарни.
Скарни – високотемпературні контактово-метасома- тичні гірські породи, складені специфічними вапняковими або м агнезіально-залізистими силікатами.
За механізмом перенесення речовини розчинами при скарноутворенні виділяються дифузійні скарни, які виникли при зустрічній дифузії в порових розчинах кремнезему і глинозему в одну сторону і лужно-земельних компонентів в протилежну сторону. При інфільтраційних скарнах перенесення речовини проводиться направленим потоком порових розчинів.
За основним компонентом карбонатних порід, що переходить до їх складу, розрізняють вапнякові, магнезіальні та марганцеві скарни. Вапнякові скарни виникають переважно в умовах малих і середніх глибин (10-12 км) в постмагматичний етап на контакті вапняків з алюмосилікатними гірськими породами. Магнезіальні скарни утворюються при реакційній взаємодії доломітів із поступленою магмою або в умовах великих глибин (понад 10-12 км) при контакті з алюмосилікатними гірськими породами в післямагматичний період. Марганцеві скарни складені переважно марганцевими силікатами. Силікати мають метасоматичну зональність. Всі вони виникають і розростаються одночасно, утворюючи в сукупності так звану скарнову колону.
Скарни складають переважно контактові лінзоподібні і пластоподібні тіла, рідше трубоподібні і жильні тіла в карбонатних та алюмосилікатних гірських породах. Товщини скарнових тіл переважно декілька метрів, однак можуть бути сумарно збільшеними у випадку перемежованості силікатного і карбонатного матеріалу.
Із скарнами і скарноподібними породами часто пов’язані великі родовища руд Fe, Cu, Pb, Zn, W, Mo та ін., а також флогопіту, боратів та інших неметалевих гірських порід. Руди переважно концентруються в одній із зон скарнової колони, найбільш сприятливої за складом для їх відкладання.
3.2 Метаморфічні породи регіонального метаморфізму
Гірські породи регіонального метаморфізму представлені трьома групами:
а) група гірських порід прогресивного метаморфізму;
б) група гірських порід регресивного метаморфізму;
в) група гірських порід ультраметаморфізму.
Метаморфічні гірські породи прогресивного метаморфізму. Формування цих гірських порід проходить на значних глибинах при високих температурах (700-800С) і тисках (до 1000 МПа). Найбільш поширеними серед них є гнейси різного складу, високотемпературні гранітові амфіболи та еклогіти.
Гнейси – метаморфічні гірські породи, які складаються із кварцу, калієвого польового шпату, плагіоклазу і темноколірних мінералів. За характером вихідних порід виділяють парагнейси та ортогнейси. Перші утворюються в процесі глибокого метаморфізму осадових гірських порід, а другі – магматичних гірських порід. За мінеральним складом виділяють плагіоклази, біотитотові, мусковітові, двослюдяні, амфіболові, піроксенові та інші гнейси. Особливий вид – лужні гнейси, які містять темноколірні лужні піроксени та амфіболи.
За структурними і текстурними ознаками розрізняють деревоподібні, очкові, стрічкові, листуваті та інші гнейси. Найбільш типові гнейси для давніх докембрійських комплексів. Серед них знаходяться так звані сірі гнейси, які належать до одних з найдавніших утворень Землі.
Фізико-механічні властивості гнейсів залежно від властивостей і ступеня розсланцьованості коливаються в значних межах: густина – 2650-2870 кг/м3; пористість – 0,5-3,0%; водопоглинання – 0,2-2,3%.
Гнейсові породи застосовуються переважно для одержання щебеню та побутового каменю. Найбільш щільні різновидності гнейсо-гранітів використовуються як облицювальний камінь. Із специфічними лужними гнейсами пов’язані великі родовища руд рідкісних елементів (ніобію, танталу, рідкісних земель, берилу та ін.).
Амфіболіти – темнозернисті гірські метаморфічні породи, які складаються з багатого глинистого амфіболу, плагіоклазу та іноді гранату. Утворюються вони при регіональному і контактовому метаморфізмі. Текстура амфіболів масивна, листувата або лінійна. Структура – гранобластова, нематобластова або фібробластова. Листуватість порід зазвичай зумовлена орієнтованим розташуванням рогової обманки та біотиту.
Амфіболіти утворюються за рахунок вихідних порід різноманітного складу – із вивержених порід основного складу, рідше за рахунок ультраосновних вивержених порід, осадів мергелистого складу, а також туфів та туфогенно-осадових порід. За характерними мінералами розрізняють біотитові, гранатові, кварцові, кіанітові та інші амфіболи. Зустрічаються вони переважно в районах розвитку метаморфічних порід докембрійського віку.
Густина амфіболів 2900-3150 кг/м3; пористість 0,1-0,34 %; опір стисненню 81-264 МПа.
Використовуються амфіболіти як будівельний камінь, а його чорні різновидності як виробничий та облицювальний камені. Переважно вони не утворюють великих родовищ і розробляються разом із вміщуючими породами – гнейсами і граніто-гнейсами.
Еклогіти – глибинні метаморфічні або магматичні гірські породи, які складаються із граніту і піроксену. Як другорядні та акцесорні мінерали зустрічаються рутил, графіт, алмаз, флогопіт та інші мінерали. Структура – гранобластова. Текстура – масивна. За хімічним складом він відповідає базальтам і габро. Експериментально встановлено, що еклогіти утворюються в широкому діапазоні температур (350-1200С), при високому тиску понад (0,75 ГПа). Зустрічаються в різних геологічних обстановках. Вони часто у вигляді ксенолітів зустрічаються в алмазоносних кімберлітових трубках. З еклогітом пов’язані родовища рутилу та алмазів.
Метаморфічні породи регресивного метаморфізму. Формування цих порід відбувається при порівняно низьких температурах (100-400С) і тисках. Найбільш поширеними серед них є слюдяні кристалічні сланці, мармури і кварцити. Перші два типи порід охарактеризовані вище в даному розділі, а тому зупинимось тільки на характеристиці кварцитів.
Кварцити – гірські породи регіонального метаморфізму, складені в основному зернами кварцу, макроскопічно нерозпізнаними між собою, що зливаються у суцільну щільну масу із занозистим або раковистим зламом. За вмістом в складі кварциту мінералів виділяють слюдисті, гранатові, роговообманкові кварцити та ін. Утворення кварцитів пов’язане із суттєвою перекристалізацією кварцових пісків в процесі регіонального метаморфізму. До кварцитів відносять також й перекристалізовані гірські породи, що утворились із кремнеземнистих гелів хемогенного походження.
Такі кварцити складають основну частину формації залізистих кварцитів. На відміну від кварцитів уламкового походження, які навіть при сильному метаморфізмі зберегли високу пористість або легко руйнуються і вилужнюються (особливо карбонатні), хемогенні різновидності характеризуються великим вмістом SiO2 (95-99%), високою вогнетривкістю (1710-1770С) і механічною міцністю.
Кварцити залягають серед різноманітних метаморфічних гірських порід у вигляді суцільних пластових тіл великої протяжності. Особливо широко кварцити розповсюджені у відкладах протерозою. Багато різновидностей кварцитів являють собою цінні корисні копалини. Залізисті кварцити є найважливішою залізною рудою (Кривий Ріг, Курська магнітна аномалія та ін.). Кварцити, в яких вміст SiO2 досягає 98-99%, використовуються для виготовлення дінасових вогнетривких виробів, для одержання металевого кремнію і його сплавів, а також як флюс в металургії. Кварцит застосовують як будівельний, облицювальний та декоративний камінь.
Особлива різновидність кварцитів – це вторинні кварцити. Вони являють собою метасоматичну гірську породу, складену із кварцу з домішками серициту, каолініту, корунду, топазу та інших мінералів. З вторинними кварцитами пов’язані родовища золота, міді, молібдену, алуніту, поліметалів і колчеданів. Вторинні кварцити характеризуються надзвичайно високою міцністю і широко використовуються як абразивні матеріали.
Метаморфічні породи ультраметаморфізму. Цей тип метаморфічних гірських порід характеризується глибокою метаморфізацією аж до часткового розплавлення материнських порід. Температури досягають 900-1100С. Формування цих порід проходить на великих глибинах (15-20 км). Ультраметаморфізм має різко аллохімічний характер і супроводжується магматичним заміщенням і дебазифікацією порід. Із них виносяться основи CaO, MgO та ін. і накопичуються SiO2, K2O, Na2O. З цим процесом здебільшого пов’язується утворення граніто-гнейсового шару континентальної земної кори та екстенсивний розвиток корового гранітного магматизму. З даним типом метаморфізму пов’язане формування ін’єкційних гнейсів, мігматитів і граніто-гнейсів.
Граніто-гнейси – повнокристалічні смугасті або сланцюваті гірські породи, аналогічні за складом граніту. За структурою займають проміжне положення між гранітом і гнейсом. Текстура зумовлена субпаралельним розташуванням таблитчастих і призматичних кристалів (слюди, рогової обманки, польового шпату) та видовжених включень, а також скупченням окремих мінералів в почергові смуги або прошарки.
Багато дослідників вважають граніто-гнейси гранітами, кристалізація яких пройшла в глибинних зонах земної кори при застиганні магматичних розплавів в умовах скерованого тиску. Тіла таких порід мають січні контакти з вміщуючими породами.
Граніто-гнейси можуть також являти собою продукт метасоматозу (гранітизації) раніше утворених гірських порід. Відрізнити магматичні граніто-гнейси від метасоматичних досить важко. Часто магматичні або метасоматичні граніто-гнейси називають гнейсо-гранітами.
Серед граніто-гнейсів за мінеральним складом виділяють суттєво плагіоклазові, лужно-польовошпатові і двопольовошпатові різновидності. За лужністю вони поділяються на нормальні та лужні.
Граніто-гнейси утворюються лише в зонах високого метаморфізму і тісно асоціюють з гнейсами різного складу. Особливо широко вони розповсюджені в докембрійських кристалічних щитах (Балтійський, Український та ін.). Використовуються граніто-гнейси як будівельний та облицювальний матеріал.
Мігматити – гірські породи, що являють собою суміш магматичного матеріалу з реліктовим матеріалом метаморфічних порід. Утворюються при неповно пройденому магматичному заміщенні метаморфічних порід різного складу високих ступенів метаморфізму, коли магматичний розплав пронизує породу, яку він заміщує. Мігматити переважно пов’язані з гранітоїдним магматизмом.
За текстурними ознаками розрізняють смугастий, лінзовидно-смугастий, метабластичний, порфіробластовий, брекчієподібний мігматити. За хімічними і фізичними властивостями мігматити різноманітні і проміжні між різними метаморфічними і магматичними породами. Розповсюджені серед метаморфічних комплексів кристалічного фундаменту, де можуть складати надзвичайно великі території.
До складу мігматитів входять кварц, польові шпати, слюди та деякі інші мінерали. Забарвлення сіре, різних відтінків. Структура кристалобластова; текстура смугаста.
Ін’єкційні гнейси характеризуються тим, що в зони напластування первинних гірських порід проникали магматичні розплави типу тонких ін’єкцій, які розкристалізовували і формували даний тип порід. Проникнення ін’єкцій магми в міжпрошарковий простір материнської породи супроводжувалося метасоматичними змінами первинних порід, що в свою чергу сприяло формуванню цілої гами нових мінералів. Забарвлення цих порід сіре до темно-сірого. Вони складені переважно кварцом і польовими шпатами. Із другорядних мінералів присутні біотит, мусковіт, циркон, апатит та інші. Структура гранобластова; текстура смугаста.
4 Лабораторні приладдя і реактиви
Для виконання цієї лабораторної роботи необхідне наступне приладдя, реактиви та зразки гірських порід:
1. Колекція метаморфічних гірських порід із найбільш характерними їх різновидностями та морфологічними типами;
2. Молоток і наковальня для дроблення порід, відбивання окремих шматків породи;
3. Бінокулярна лупа для дослідження породи при невеликому збільшенні;
4. Магніт для випробування порід на магнітність;
5. Радіометр для дослідження порід на радіоактивність;
6. Хімічні реактиви: соляна 10% і сірчана кислоти, азотна концентрована кислота для визначення ступеню розкладання окремих порід;
7. Крапельниця для нанесення рідинних реактивів на поверхню породи;
8. Пробірка для визначення ступеню розчинення породи;
9. Пінцет для внесення в пробірку кусків породи.
5 Контроль засвоєння матеріалу
1 Вступ
В результаті різноманітних геологічних процесів, що проходять в надрах Землі або на її поверхні, формуються різні типи гірських порід – магматичні, осадові, метаморфічні.
Поряд з генетичними особливостями кожний із виділених типів характеризується своїм мінеральним складом, структурою і текстурою, а також формами залягання, що в сукупності складає ті особливості, які властиві будові земної кори в цілому.
Знання основних форм залягання гірських порід має виключно важливе значення для цілеспрямованого ведення пошуково-розвідувальних робіт на нафту і газ та інші корисні копалини, вибору систем розробки родовищ, буріння свердловин, охорони навколишнього середовища та раціонального використання природних ресурсів.
Таким чином, виконання лабораторної роботи ставить перед собою мету навчити студентів основних прийомів визначення структурних форм залягання різноманітних гірських порід в земній корі і особливо осадових, які є основними колекторами нафти і газу.
2 Обґрунтування і методика виконання роботи
Для освоєння і виконання лабораторної роботи рекомендується наступна послідовність:
2.1. Форми залягання магматичних гірських порід
2.1.1. Узгоджені тіла
2.1.2Неузгоджені тіла
2.1.3 Форми залягання ефузивних гірських порід
2.2. Форми залягання метаморфічних гірських порід
2.3. Форми залягання осадових гірських порід
2.3.1. Шар (пласт), його параметри і способи визначення
2.3.2. Шаруватість гірських порід
2.3.3. Узгоджене і неузгоджене залягання
2.3.4. Горизонтальне та похиле залягання шарів
2.3.5. Складчасті дислокації гірських порід
2.3.6. Розривні дислокації гірських порід
2.4. Елементи залягання геологічних тіл
2.5. Просторове розміщення геологічних тіл
2.6. Елементи залягання геологічних тіл
2.7. Гірничий компас, його будова та робота з ним
3 Форми залягання магматичних гірських порід
Магматичні гірські породи в земній корі мають надзвичайно широке розповсюдження. Вони поширені переважно у фундаментах давніх платформ і в складчастих областях, але слабо розвинуті або повністю відсутні в платформовому чохлі. Форми їх залягання залежать від геологічних умов та заглиблення магми і тісно пов’язані з тектонічними рухами земної кори.
Форми магматичних тіл можуть бути надзвичайно різноманітними і визначаються характером дрібнення вміщуючих порід та фізичними властивостями магми.
Залежно від співвідношення із вміщуючою осадовою або метаморфічною породою магматичні тіла можуть бути узгодженими і неузгодженими інтрузивними та ефузивними тілами.
Вони утворюються переважно в результаті поступлення магми по площинах осадових і метаморфічних порід. До цього типу інтрузій відносяться сіли, лаколіти, лопотіти і факоліти, характеристика яких подана нижче.
Сіл або пластова інтрузія являє собою широко розповсюджену форму залягання основних магматичних порід, яка заглибилась в осадові породи по їх шаруватості. Сіли формуються на відносно невеликій глибині і зустрічаються в товщах недислокованих або слабодисликованих порід.
Лаколіт – геологічне тіло, яке має плоску основу і куполоподібне склепіння. Утворюються вони при поступленні кислої магми, яка із-за великої в’язкості трудно проникає по площинах нашарування, накопичується на одній ділянці і припіднімає породи покрівлі. Форма лаколітів у плані закруглена і в поперечному розрізі не перевищує 10 км.
Лополіт – чашоподібне геологічне тіло, вигнута форма якого обумовлена прогинанням підстелючих пластів під вагою магми. Розташовуються вони переважно в синеклізах Лополіти складені ультраосновними або основними породами і являють собою надзвичайно великі інтрузивні тіла, площа яких досягає десятків тисяч квадратних кілометрів.
Факоліт – лінзоподібне геологічне тіло, що залягає в ядрі антиклінальної або синклінальної складки. Вони мають невеликі розміри, зустрічаються тільки в складчастих областях і формуються одночасно з утворенням складок.
3.2 Неузгоджені інтрузивні тіла
Утворюються при заповненні магмою тріщин вміщуючої товщі та при поступленні магми в процесі обвалів порід покрівлі. До цього класу відносяться штоки, дайки, жили, гарполіти і батоліти.
Шток – магматичне тіло неправильної, наближеної до циліндричної форми, з крутими або вертикальними поверхнями. В плані його обриси неправильні, ізометричні. До штоків відносять інтрузивні тіла, які мають площу до 100 км2. Коріння штоків знаходиться на невеликих глибинах.
Дайка – плитоподібне тіло, товщина якого не зміримо менша від протяжності по падінню та простяганні. Утворюються вони при заповненні тріщин і зорієнтовані в земній корі вертикально або похило.
Жила – відрізняється від дайки меншими розмірами і невитриманою звивистою формою.
До числа частково узгоджених інтрузій відносяться гарполіти і батоліти.
Гарполіт – міжформаційна інтрузія, тобто магматичне тіло, яке залягає вздовж поверхні неузгодження, яка розділяє геологічні формації різного віку. При цьому підошва інтрузії займає січне положення по відношенню до структури підстелюючого комплексу, а покрівля узгоджена з поверхнею нашарування в товщі, яка їх перекриває.
Батоліт – найбільш велике інтрузивне тіло, яке складене головним чином гранітами та грані діоритами і має площу виходу на поверхню більше 100 км2. Розміри батолітів можуть бути великими і досягати сотень кілометрів в довжину і десятків кілометрів у ширину. Форма батолітів в плані дещо витягнута і паралельна до осей складчастих структур, контактні поверхні круті, покрівля куполоподібна з виступами та западинами.
3.3 Форми залягання ефузивних порід
Різноманітні форми залягання цих порід формуються на поверхні Землі в результаті застигання лави або осідання викинутих в атмосферу твердих уламків. Серед ефузивних тіл найбільше розповсюдження мають покриви, лавові потоки, некки та вулканічні конуси.
Покриви утворюються при виливанні лав основного або базальтового складу і займають величезні простори, широко розповсюджуючись від кратера в усі сторони. Лавові покриви переважно утворюються на горизонтальній або із незначним нахилом поверхні. Із лавових покривів утворені всі грандіозні лавові плато на земній поверхні, зокрема на Сибірській платформі в Росії, Індії та Ісландії.
Лавові потоки утворюються біля вулканів в гористій місцевості, яка сильно порізана річковими долинами та ущелинами. Характеризуються вони значною довжиною і невеликою шириною. Довжина й ширина лавових потоків залежить від в’язкості лави і нахилу місцевості. Потоки кислих лав переважно короткі (1-10 км) і потужні, базальтових – довгі (60-80 км) і незначні за потужністю. Відомий лавовий потік довжиною до 120 км, утворений ісландським вулканом Тредладніг’я.
Некки – стовпоподібне геологічне тіло, яке являє собою заповнення жерла вулкану ефузивним матеріалом (лави, туфолави, туфи, лавобрекчії, вулканічні брекчії та ін.). В поперечному перерізі вони бувають заокругленими, овальними або лінзоподібними. Їх розміри в діаметрі змінюються від декількох метрі до 1,5 км. Залягаючи в більш м’яких гірських породах некки при ерозії виступають у вигляді стовпоподібних піднять.
Вулканічні конуси представляють собою конусоподібне, часто симетричне тіло, яке сформувалося при багаторазовому викиданні з джерела вулкану уламків бокових порід, а також вулканічного матеріалу – шлаків, вулканічного попелу та більш крупних уламків.
Крім перерахованих вище форм залягання магматичних гірських порід часто в земній корі зустрічають циліндричні або овальні тіла розміром до декількох кілометрів в діаметрі, які простягаються своїми коренями на значні глибини. Це так звані діатреми або трубки вибуху, які є перехідними між інтрузивними та ефузивними тілами і, як правило, є алмазоносними. Вони заповнені уламками мінеральної речовини, яка містить кристали алмазу.
4 Форми залягання метаморфічних гірських порід
Метаморфічні породи, як відомо, являють собою вторинні утворення, які виникли за рахунок осадових або магматичних гірських порід. Тому структури метаморфічних комплексів порід також є вторинними. За виключеннями лише реліктових структур, унаслідуванням від вихідних осадових або магматичних порід.
Складчастість, яка розвинута в метаморфічних товщах, надзвичайно різноманітна за своєю формою та розмірами. Широко розповсюджені просто побудовані плавні складки з поперечними розмірами в десятки кілометрів, надзвичайно складні та непостійні за формою складки течії і дуже дрібна складчастість, що переходить в плойчастість.
Найбільш типовими структурами, що виникли в процесі метаморфізму, які можна систематично спостерігати, заміряти елементи залягання і наносити на карту, є смугастість, кристалізаційна сланцюватість та лінійність.
Смугастість в метаморфічних породах проявляється в наявності двох типів прошарків – відносно лейкрократових (світлих) і більш меланократових (темних). Вона може бути первинною і вторинною.
Кристалічна сланцюватість являє собою закономірне орієнтування мінералів по їх площині, видовженню або кристалічному спрямовуванню. Формування сланцюватості проходить в умовах зорієнтованого тиску та диференціальних рухів, при яких найтонші пластинки породи зазнають відносного переміщення. При цьому орієнтування різних елементів наближується до основного напряму перебудови породи.
Лінійність проявляється у закономірному орієнтуванні різних структурних елементів вздовж лінійних напрямів.
Виділяють два основних типи лінійності – мінеральну та структурну. Мінеральна проявляється в закономірному орієнтуванні подовжених мінералів або їх скупчень. Структурна лінійність зумовлюється закономірним орієнтуванням шарнірів складок, ліній перерізу шаруватості із сланцюватістю або шаруватості із кліважем тощо.
В генетичному відношенні найбільш розповсюдженням в метаморфічних породах користуються складки течії, що утворилися в умовах високих температур та значного стресу. Різке зниження в’язкості гірських порід в таких умовах призводить до витікання порід вверх або в іншому напрямку в сторону пониженого тиску і супроводжується утворенням гнейсоподібних або сланцевих структур. Найбільшого розповсюдження в цих умовах набули гострі, сильно стиснуті та ізоклінальні складки, які досить часто ускладнюються меншими дрібними складками.
Серед давніх архейських і ранньопротерозойських порід в багатьох регіонах земної кори зустрічаються заокруглені, овальні або кутова то-заокруглені масиви, які складені гранітогнейсами і в меншій мірі масивними гранітоїдами, які одержали назву куполів. Поперечні розміри цих структур досягають десятків і сотень кілометрів. Куполи розділені між купольними синкліналями складної лінійної форми, утвореними зміненими метаморфізмом вулканогенними та осадовими породами. Куполи складені переважно плагіогранітами, гранодіоритами, кварцевими діоритами.
В краєвих частинах куполів нашарування порід вертикальне, круте, іноді запрокинуте. В ядрах куполів, навпаки, пологе або близьке до горизонтального. Тут розповсюджені тільки гранітогнейси та мігматити.
Оточують гранітогнейсові куполи зеленокам’яні пояси, що складені в нижніх частинах із змінених вулканогенних порід, а в верхніх частинах – утвореними кременистими і глинистими сланцями, кварцитами, конгломератами, аркозами, залізистими кварцитами тощо.
Форми зеленокам’яних поясів в плані назвичайно різноманітні – від кільцеподібних до неправильних. В поперечному розрізі вони мають чітко виражену синклінальну будову і ніби обтікають гранітогнейсові куполи.
5 Форми залягання осадових гірських порід
Осадові гірські породи біля 10% маси земної кори і покривають 75% поверхні Землі. Основна їх маса знаходиться на материках (752 млн. км2), шельфах і континентальних схилах (158 млн. км2), тоді як на дно океанів припадає 190 млн. км2. в межах материків біля 20% об’єму всіх осадових гірських порід залягають на платформах і 48% в геосинкліналях. Товщина осадової оболонки в земній корі коливається від долей метра до 10-15 км і можливо навіть більше, але щодо об’єму Землі складає надзвичайно малу величину.
5.1 Шар (пласт), його параметри і способи визначення
Первинною структурною формою залягання осадових утворень є шар, або пласт.
Пластом, або шаром називається геологічне тіло плоскої форми, складене однорідною осадовою породою, обмежене двома паралельними поверхнями напластування, яке має приблизно постійну товщину і займає значну площу розповсюдження. Назва пласта (шару) визначається складом його порід, наприклад, пласт, пісковика, пласт вапняку, пласт солі, та інші пласти.
Поверхня, яка обмежує пласт знизу, називається його підошвою, а зверху – покрівлею (рис. 8.1). В більшості випадків вони не плоскі та строго паралельні і можуть мати багаточисельні нерівності, а часом значну кривизну. Перехід одного шару в інший може бути різким або поступовим, незамінним. В останньому випадку перехід шару до нижче- або вищележачих порід проходить при поступовій зміні складу породи.
В серії або пачці пластів (шарів) покрівля нижче лежачого шару є одночасно підошвою верхнього шару. Вони називаються також поверхнями нашарування. Відстань між покрівлею і підошвою шару (пласта) називається його товщина.
Розрізняють три види товщин – дійсну, видиму і неповну. Дійсною товщиною називається найкоротша відстань між покрівлею і підошвою шару (пласту). Відстань між покрівлею і підошвою, відмінна від нормальної, складає видиму товщину. Якщо вимірюють відстань від покрівлі або підошви шару (пласта) до будь-якої поверхні, яка знаходиться внутрі шару (пласта), то кажуть про його неповну товщину.
В польових умовах при геологічному картуванні дуже рідко вдається заміряти дійсну товщину безпосередньо у відслоненнях. Тому в більшості випадків спостерігається тільки видима товщина, а дійсну товщину необхідно вираховувати. Вираховування товщини проводиться як на основі абсолютних відміток покрівлі і підошви пласта, знятих із топографічних карт, так і простими математичними розрахунками. Наприклад, якщо абсолютна відмітка покрівлі пласта складає 187 м, а підошви – 163 м, то дійсна товщина h складатиме 187-163=24 м. Дійсну товщину також можна визначити розрахунками, замірявши попередньо видиму товщину “а” і кут нахилу рельєфу, за формулою h=a sin .
Товщина пластів по площі може бути відносно постійною (витриманою) і непостійною (змінною). При зміні товщини пласта спостерігається явище роздуву – різкого збільшення товщини та перетиску – різкого скорочення товщини пласта. Поступове або різке зменшення товщини пласта по простяганню до повного його зникнення по стратиграфічних або тектонічних причинах називається виклинюванням. Найбільш витриманими за товщиною характеризуються пласти морських осадових порід, а найменш витриманими – континентальні відклади. Для останніх характерне також лінзовидне і гніздоподібне залягання гірських порід.
Таким чином, шар (пласт) являє собою не тільки елементарну структурну форму, але й відповідну товщину, тобто його утворення проходило протягом певного періоду геологічного часу. В цьому випадку кожний шар (пласт) являє собою елементарну стратиграфічну одиницю, відмінну від підстелючих і перекриваючих порід своїм складом, забарвленням, текстурними ознаками, наявністю однакових включень або скам’янілостей.
5.2 Шаруватість гірських порід
Шар (пласт) ніколи не буває єдиним у стратиграфічному розрізі. В більшості випадків у ньому є ціла система окремих прошарків, що утворюють так звану шаруватість. Будова гірських порід у вигляді налягаючи один на другий шарів, відмінних за мінеральним складом, кольором, особливостями складових частин та іншими ознаками називається шаруватістю гірських порід. Вона є проявленням неоднорідності в товщі осадових порід і вказує на зміни умов відкладення осаду.
Виділяють чотири типи шаруватості – паралельну, хвилясту, косу і лінзовидну.
Паралельна шаруватість характеризується однаковим розташуванням поверхонь нашарування, які по своєму просторовому співвідношенні близькі до паралельних площин.
Хвиляста шаруватість має хвилясто-вигнуте розташування поверхонь нашарування.
Косою шаруватістю називається шаруватість з прямолінійними і криволінійними поверхнями нашарування, під різними кутами яких внутрі шару розташовується дрібна шаруватість.
Лінзовидна шаруватість характеризується різноманітністю форм і зміною товщини окремих шарів. При цьому часто відбувається повне виклинювання шару, що призводить до його роз’єднання на окремі частини або лінзи.
5.3 Узгоджене і неузгоджене залягання
При формуванні шаруватих товщ гірських порід можливі два варіанти їх залягання – узгоджене і неузгоджене. При першому кожна вище лежача товща або пачка порід без яких-небудь слідів перерви в опадонакопиченні залягає на підстелюючі їх породи, утворюючи узгоджене залягання шарів. Таке співвідношення показує безперервність процесу накопичення осаду, що обумовлює закономірну зміну тільки складу осадових гірських порід на протязі відповідного періоду їх розвитку.
В другому випадку між вищележачим і підстелюючими їх шарами стратиграфічна наступність порушується і відклади тих або інших стратиграфічних горизонтів відсутні. В результаті появляється неузгоджене залягання порід одних на другі.
Появлення неузгоджень обумовлюється різними причинами. Вони можуть бути результатом перерви в осадонакопиченні або виникнути при тектонічних переміщеннях одних товщ відносно других. В першому випадку неузгодження називається стратиграфічним, а в другому – тектонічним.
При узгодженому заляганні порід границі пластів практично паралельні. Таке ж розташування границь зберігається при похилому і складчастому заляганні пластів.
При більш складному геологічному розвитку породи можуть виявитися в умовах неузгодженого залягання. В стратиграфічних неузгодженнях проходить випадання тих або інших порід із розрізу в результаті припинення опадоутворення або проходить руйнування і розмивання раніше утворених порід. Тому основною особливістю цього виду неузгодження є наявність в розрізі так званої поверхні розмиву. По цій поверхні проходить контакт порід із значною віковою різницею.
Залежно від площі розповсюдження виділяють регіональні і локальні (місцеві) неузгодження. Регіональні неузгодження проявляються для великих площ позитивними вертикальними рухами земної кори.
Неузгоджені контакти між шарами різного віку і літологічного складу можуть бути викликані тектонічними розривами і переміщеннями по них окремих блоків гірських порід. В умовах доброї відслоненності порід і достатньої детальності геологічних досліджень тектонічне неузгодження легко відрізнити від стратиграфічного. Для достовірного встановлення тектонічного неузгодження необхідно керуватися наступними критеріями:
5.4 Горизонтальне та похиле залягання шарів
Горизонтальне залягання шарів характеризується загальним горизонтальним або близьким до нього розташування поверхні нашарування на великому просторі. Однак ідеальні поверхні нашарування практично не зустрічаються. Вже в процесі осадконакопичення утворені шари відкладів на деяких ділянках починають набирати деякого нахилу. Частіш всього цей нахил незначний і не перевищує 1-2°.
5.5 Складчасті дислокації гірських порід
Похиле залягання шарів в більшості випадків пов’язане з формуванням більш складних вторинних структур під впливом ендогенних процесів і головним чином тектонічних рухів земної кори. В результаті первинні форми залягання гірських порід порушуються і утворюються більш складні елементи. Всяке порушення початкового горизонтального порушення залягання гірських порід називається дислокацією.
Вони є результатом пластичних деформацій гірських порід і розвиваються тільки в шаруватих товщах.
Плікативні дислокації. До цього типу дислокацій відносяться монокліналі, флексури і складки.
Монокліналі являють собою товщі пластів гірських порід, рівномірно нахилених в одну сторону на значній віддалі.
Флексурами називають коліноподібні згини в шаруватих товщах, які виражені нахиленим положенням шарів при загальному горизонтальному заляганні або більш крутим падінням на фоні загального горизонтального залягання.
Складками називаються згини шарів гірських порід, які можуть мати будь-яке положення у просторі. Вони є основою формою плікативних дислокацій і двох видів – антиклінальні та синклінальні.
Антиклінальними складками (антикліналями) називаються згини, в центральних частинах котрих розташовані найбільш давні породи відносно їх краєвих, периферичних частин.
Синклінальними називаються ввігнуті складки, в яких пласти падають назустріч один одному, а в центральних частинах розташовуються більш молоді породи, ніж на периферії.
Антиклінальні та синклінальні складки мають наступні елементи: крила, шарнір, замок, кут, осьову поверхню, вісь, ядро, ширину, амплітуду та довжину.
Крилами називається частина складок, які примикаються до перегинних частин їх шарів.
Шарнір складки – лінія перетину осьової поверхні з поверхнею одного із шарів, який складає складку. В повздовжньому вертикальному розрізі шарнір переважно піднімається і опускається.
Замок – частина складки в місці перегину шарів. Часто цю називають склепінною частиною складок в антикліналях та сідлом, мульдою – в синкліналях.
Кут складки – кут, утворений лініями, які є продовженнями крил складки в місці їх перегину.
Осьова поверхня – це поверхня, яка проходить через точки перегину шарів, які складають складку.
Вісь складки – лінія перетину осьової поверхні складки з горизонтальною площиною.
Ядро складки – товща гірських порід, яка складає замок антиклінальних та синклінальних складок.
Ширина складки – відстань між її крилами. При наявності декількох паралельних складок ширина складки визначається як віддаль між осьовими поверхнями двох сусідніх антикліналей або синкліналей.
Амплітуда складки - вертикальна відстань від перегину антикліналі до перегину спряженої синкліналі.
Довжина складки – відстань в плані вздовж осьової лінії між суміжними перегинами шарніру.
Замикання антиклінальної складки називається перекліналлю, а замикання синклінальної складки – центрикліналлю.
У симетричних складок осьова поверхня вертикальна, кути нахилу крил одинакові. Асиметричні складки мають нахилені або горизонтальні осьові поверхні та неоднакові кути нахилу крил.
Асиметричні складки в свою чергу діляться на похилені, запрокинуті, лежачі, занурені. Похилені складки характеризуються падінням крил в протилежні сторони під різними кутами та нахиленою осьовою поверхнею. Запрокинуті складки мають нахилену осьову поверхню, крила їх нахилені в одну сторону. Лежачі складки мають горизонтальні осьові поверхні. Осьова поверхня занурених складок вигнута до зворотнього падіння.
За відносним розташуванням та характером сполучення крил виділяють відкриті складки, крила яких розходяться від замка в різні сторони, і закриті – в тому випадку, якщо крила взаємно паралельні або сходяться по мірі віддалення від замка. Серед закритих складок виділяють складки нормальні, ізоклінальні, віялоподібні та сундучні.
У нормальних складок крила сходяться під гострим кутом, а замок має вузьку гострокутну форму. Ізоклінальні складки мають вузький замок і паралельні крила. Віялоподібні складки характеризуються широким замком, віялоподібно розкинутими крилами і перетиснутим ядром. У сундучних складок широкий замок і відносно круті, майже вертикальні крила.
За співвідношенням довжини і ширини товщин шарів на крилах і в склепінній частині складок виділяють паралельні та подібні складки.
Паралельними прийнято називати такі складки, у яких товщина шарів на крилах і в замкових частинах однакова. З глибиною радіус кривизни склепіння таких складок змінюється і антикліналі стають більш крутими, а синкліналі – більш пологими. Утворюються такі складки при вільному переміщенні шарів вздовж площин нашарування.
Подібними називаються складки, у яких поверхня нашарування має однакову форму, а товщина шарів змінна. На крилах вона зменшується, а в склепінних частинах, навпаки, збільшується.
За співвідношенням довжини і ширини розрізняють лінійні та переривисті складки. Лінійні складки утворюються при інтенсивному зім’яті порід і мають вузьку, досить витягнуту форму. Співвідношення довжини і ширини в таких складках складає 10:1, 20:1 та більше. В перикліналях та централях пласти залягають більш полого, ніж на крилах. Лінійні складки бувають прямолінійними, дугоподібно вигнутими, розгалуженими, віруючими, кулісоподібними та сигмоїдними.
Одночасно з лінійними дуже часто зустрічаються переривисті складки. В більшості випадків вони характерні для областей спокійного геологічного розвитку. В плані їх довжина незначно перевищує ширину. Серед переривистих складок виділяють брахіскладки, вали, купола та діапіри.
У брахіскладок відношення довжини до ширини складає 2:1-3:1. Серед них розрізняють брахіантикліналі та брахісинкліналі.
Купола являють собою антикліналі, у яких відношення довшої осі до короткої складає менше 2:1. В плані вони мають закруглені ізометричні форми. Синклінальний аналог куполів – мульди.
Великі витягнуті антиклінальні підняття, які складаються із брахіантикліналей і куполів називають валами. Вони простягаються на десятки і сотні кілометрів. Дуже часто амплітуда валоподібних піднять досягає 200-300 м і більше. Кути падіння пластів на крилах валів невеликі, складаючи в середньому 3-5°.
Своєрідною формою куполовидних переривистих складок є діапіри (куполи з ядром протікання). Характерними особливостями діапірів є наявність пластичних порід у вигляді солі, глини, гіпсу та інших порід у ядрі та закономірне збільшення кута нахилу пластів від крил до ядра складки. Якщо ядра складки складені кам’яною сіллю, то складки називаються соляними куполами.
Діапіри утворюються при видавлюванні високо пластичних порід ядра складки в область пониженого гірничого тиску. В результаті діапірові ядра набирають форми лінз, потоків, грибів тощо. Шари, які примикають до ядра, залягають під крутим кутом і мають меншу товщину, ніж в периферійних частинах складки.
5.6 Розривні дислокації гірських порід
Вид розривних дислокацій супроводжується розривом суцільності пластів гірських порід. Вони проявляються у вигляді тріщин, по яких не проходить переміщення шару або у вигляді розривів із зміщенням шарів по площинах розриву. Площина розриву, по якій проходить відносне переміщення пластів гірських порід, називається змішувачем.
Розірвані та переміщені ділянки шарів, які примикають до зміщувача, називаються крилами або блоками. При похилому зміщувачі розрізняють висячі та лежачі крила або блоки.
Величина відносного переміщення пластів по зміщувачу називається амплітудою розриву. Розрізняють дійсну, вертикальну, горизонтальну та стратиграфічну амплітуду розриву.
За характером, величиною, напрямком і кутом відносного переміщення крил розриву диз’юнктивні порушення діляться на скиди, підкиди, насуви і зсуви.
Скидами називаються структури, в яких поверхня розриву нахилена в сторону розташування опущених гірських порід, а висяче крило зміщене вниз по відношенні до лежачого. Кут нахилу до горизонтальної площини складає 40-50°. При вертикальному положенні зміщувача скида називаються вертикальними.
Підкиди – це порушення, в яких поверхня розриву нахилена в сторону розташування при піднятих порід. За кутом нахилу зміщувача виділяють підкиди пологі, круті і вертикальні, а по відношенню до простягання нарушених порід – поздовжні, косі й поперечні. За співвідношенням нахилу порід і зміщувача виділяють узгоджені та неузгоджені підкиди. В узгоджених вскидах нахил порід і зміщувача направлені в одну й ту ж сторону, а в неузгоджених – порди і зміщувач нахилені в протилежні сторони.
Насувами називаються розриви підвидового характеру, які виникали одночасно із складчастістю або наскладувались на складчасті структури. Розвинуті вони переважно в сильно стиснутих нахилених або запрокинутих складках. Рідше вони ускладнюють будову плавних пологих складок. В складках, утворених відносно однорідними породами, насуви виникають в замках, і зорієнтовані паралельно до осьової поверхні. В неоднорідних товщах порід вони можуть розвиватися в крилах складок по границях пластичних порід.
Пологі насуви великої горизонтальної амплітуди при малому куті нахилу зміщувача називаються шар’яжами або тектонічними покривами. Горизонтальна амплітуда їх може досягати 30-50 км.
Зсувами називаються розриви, зміщення порід по яких проходить в горизонтальному напрямку.
Розривні порушення зустрічаються переважно групами, утворюючи складні скиди: ступінчасті скиди, грабени і горсти.
Ступінчасті скиди являють собою систему скидів, в якій кожне наступне крило опущене відносно попереднього.
Грабенами називаються лінійні структури, утворення яких частіше всього пов’язане і скидами або вскиадми, центральні частини яких опущені й на поверхні складені більш молодими породами, ніж в піднятих краєвих частинах.
Горстами називають структури, утворені розривними зміщеннями, центральні частини яких на поверхні складені більш давніми породами, ніж породи в краєвих частинах. Розрізняють прості та складні горсти.
Описані вище плікативні та диз’юнктивні дислокації не охоплюють всієї різноманітності форм геологічних тіл і їх поверхонь в осадових товщах. Крім них, які переважно мають місцеве, локальне розповсюдження, в земній корі розвиваються великі, регіональні структури, які простягаються на десятки й багато сотень кілометрів. До них відносяться тектонічні покриви та глибинні розломи.
Тектонічні покриви, або шар’яжі, являють собою великі насуви, по яких вздовж похилих або горизонтальних поверхонь переміщуються на окремі складки, а цілі складчасті комплекси.
Глибинні розломи – це лінійні зони, в яких зосереджені розриви, інтенсивна складчастість та тріщинуватість. Вони характеризуються великою протяжністю, малою шириною, значного глибиною проникнення і тривалим розвитком.
6 Елементи залягання геологічних тіл
Шари та інші геологічні тіла, утворені осадовими та іншими гірськими породами переважно розповсюджується на значні глибини і займають великі площі. Вони можуть залягати горизонтально або під кутом, бути ускладненими плікативними та диз’юнктивними порушеннями.
Просторове розміщення окремих шарів гірських порід і геологічних тіл в земній корі визначається їх елементами залягання, зокрема лінією простягання, лінією падіння, кутом падіння, азимутом лінії простягання, азимутом лінії падіння.
Лінією простягання називається лінія перетину поверхні шару з горизонтальною площиною або, будь-яка горизонтальна лінія на поверхні шару. На поверхні шару можна провести безліч ліній простягання, які відрізняються між собою абсолютними відмітками.
В тих випадках, коли шар плоский, лінія простягання являє собою пряму лінію. Якщо шар вигинається по простяганню, то відповідно буде вигинатися лінія простягання. В цьому випадку лінія простягання в кожній точці може бути заміряна по дотичній до цієї точки.
Лінія падіння – вектор, перпендикулярний до лінії простягання, який лежить на поверхні шару і спрямований в сторону його нахилу. Лінія падіння має найбільший кут нахилу до горизонту порівняно з будь-якою іншою лінією, яку можна провести на поверхні шару.
Кутом падіння називають кут, розташований між лінією падіння і її проекцією на горизонтальну площину. Кут падіння може змінюватися від 0° до 90°. При запрокинутому заляганні шарів кут падіння також утворюється лінією падіння і її проекцією на горизонтальну площину і не може перевищувати 90°.
Положення лінії простягання і лінії падіння в просторі визначається їх азимутами.
Азимут лінії простягання – це правий векторіальний кут, вирахуваний від північного напрямку географічного меридіану по ходу годинникової стрілки до лінії простягання. Він може змінюватися від 0° до 360°. Оскільки будь-яка лінія простягання має два взаємно протилежних напрямки, то й азимут простягання може бути виражений двома значеннями, що різняться на 180°.
Азимутом лінії падіння називається правий векторіальний горизонтальний кут, вирахуваний від північного напрямку географічного меридіану до проекції лінії падіння на горизонтальну площину. Азимут падіння змінюється в залежності від положення шару в границях від 0° до 360°. Він має, на відміну від азимуту простягання, тільки одне значення.
Оскільки лінії простягання і падіння взаємно перпендикулярні, то їх азимути різняться на 90°. Таким чином визначивши азимут лінії падіння, можна вирахувати азимут лінії простягання, додавши або віднявши 90° до значення азимуту падіння. Зворотну операцію – одержати азимут падіння, знаючи азимут лінії простягання – зробити не можна.
Азимути простягання, падіння та кут падіння називаються елементами заляганнями пласта і визначають його положення в просторі. Елементи залягання пласта визначаються гірничим компасом.
7 Гірничий компас, його будова та
особливості роботи з ним
Гірничий компас відрізняється від звичайного компасу. Він переважно монтується на прямокутній пластині, яка має довжину 8-11 см і ширину 7-8 см, таким чином, щоб напрямок північ-південь був паралельним довшим його сторонам.
Поділки на градусній шкалі азимутів від нуля до 360° йдуть в напрямку, зворотному ходу годинникової стрілки. Крім того, положення сторін світу схід-захід змінено на зворотне. Зроблено це для того, щоб величину азимуту простягання можна було відрахувати безпосередньо по покажчику північного кінця магнітної стрілки. На голці гірничого компаса підвішений кутомір (клінометр), який має шкалу з поділками від 0° до 90°. За характером розташування кутоміра проводиться відлік кута падіння (нахилу).
Вимір елементів залягання шарів рекомендується проводити наступним чином:
Отримані заміри елементів при похилому залягання шарів або контактів переважно записується в наступному вигляді: ПнС 65°, кут 53°, тобто записують тільки азимут і кут падіння. При вертикальному падінні, тобто коли кут має 90° заміряють тільки азимут простягання.
Замір елементів залягання шарів, інтрузивних та ефузивних тіл в лабораторних умовах проводиться відповідних об’ємних моделях.
8 Лабораторні приладдя, макети і зразки порід
При виконанні цієї лабораторної роботи необхідні наступні приладдя, макети, взірці:
3.1 Макети горизонтально-, похило- і вертикальнозалягаючих пластів із рельєфною поверхнею;
3.2 Макети складчастих форм: згин вниз, згин вверх, згин в сторону;
3.3 Макети синклінальної і антиклінальної складок;
3.4 Макети типів складок: пряма, коса, запрокинута, лежача, перевернута;
3.5 Макети основних типів складок: коліноподібна, скринеподібна, діапірова;
3.6 Макети основних диз’юнктивних порушень: скид, підкид, насув, зсув;
3.7 Макети будов грабенів і горстів;
3.8 Макет для визначення елементів залягання шару;
3.9 Макет форм залягання інтрузивних та ефузивних тіл;
3.10 Зразки основних типів порід.
9 Контроль засвоєного матеріалу
1 Вступ
Виконання даної лабораторної роботи ставить за мету навчити студентів основних методів і прийомів визначення віку гірських порід і структурних форм земної кори, щоб зробити з цього практично важливі висновки і рекомендації для наукового обґрунтування родовищ корисних копалин в породах різного вікового складу і визначення перспектив їх пошуку і розвідки в різних стратиграфічних комплексах. Одночасно з цим студенти повинні знати і вміти визначати послідовність утворення складових земної кори і геологічних об’єктів певних територій з метою їх періодизації і відображення послідовності геохронологічних подій в їх розвитку.
2 Обґрунтування роботи і методика їх виконання
З початку зародження цивілізації людину постійно цікавив вік Землі та її геологічних об’єктів, тривалість і послідовність геологічних подій. Однак в основу визначення віку Землі та її геологічних тіл покладались досить приблизні допущення, а тому оцінка з цих позицій надзвичайно умовна і не відображає всієї послідовності геохронологічних подій їх розвитку. Тому геохронологія подій в історії розвитку Землі, її вік, а також історія розвитку і вік земної кори, є предметами детального вивчення, поскільки ці питання мають надзвичайно важливе і практичне значення.
Зараз в історії формування і розвитку Землі та гірських порід виділяють догеологічний і геологічний періоди. Догеологічний період охоплює проміжок часу від моменту виникнення Землі як планети до початку формування земної кори. Геологічний період охоплює проміжок часу від початку формування земної кори до сьогодення, коли на земній кулі почали проявлятись ендогенні та екзогенні процеси.
Складний і довготривалий період розвитку земної кори можна відновити на основі вивчення її речовинного складу, форм залягання мінеральних мас, структурних форм різних геологічних тіл, залишків рослинного і тваринного світу, які збереглися при захороненні в мінеральних масах земної кори.
Для достовірного визначення складних поєднань гірських порід і структурних форм в геології існують відносна та абсолютна системи геологічного літочислення. Відносне літочислення визначає вік геологічних об’єктів і послідовність їх утворення стратиграфічними методами. Абсолютне літочислення визначає час виникнення гірських порід, проявлення геологічних процесів, їх тривалість в астрономічних одиницях (роках) радіологічними методами.
3 Відносний вік гірських порід та методи їх визначення
Методи визначення відносного віку гірських порід базується на їх порівняльному аналізі та виявленні їх більш давніх і більш молодих гірських порід. Ці методи не дають змоги встановити тривалість їх геологічного формування, але з високою точністю визначають відносний вік сумісного залягання порід.
Зараз відносна геохронологія використовує стратиграфічний, палеонтологічний та петрографічний методи.
3.1 Стратиграфічний метод
Стратиграфічний метод базується на вивченні взаємного співвідношення послідовності залягання шарів гірських порід в геологічному розрізі. При цьому приймається, що в природі нижній шар більш давній, ніж розташовані над ним шари. Це правило справедливе для непорушеного (первинного) залягання шарів гірських порід. Оскільки первинне залягання шарів може бути зміненим наступними тектонічними рухами, то шари можуть зім’ятися у складки, розірватися і переміститися один відносного другого на значні відстані. Тому метод можна застосовувати тільки в тому випадку, коли в розрізі кожний вищележачий пласт залягає узгоджено на нижчележачому без розмиву і пов’язаний з останнім поступовим переходом. Він практично непридатний для районів сильної складчастості, насувів та інших тектонічних дислокацій.
3.2 Палеонтологічний метод
Палеонтологічний метод базується на вивченні наявних в шарах гірських порід скам’янілих залишків вимерлих тварин і рослин, які були найбільш широко розповсюджені в цей період. В основі методу лежить закон, відповідно до якого в природі не може існувати зворотна еволюція органічного світу. Організм ніколи не може повернутися до передпредкового стану навіть тоді, коли він знаходиться в умовах, близьких до умов існування його предків. Порівняння скам’янілостей залишків рослин і тварин дає змогу встановити процес розвитку органічного світу і виділити в геологічній історії Землі ряд етапів з характерними для кожного з них тваринами і рослинами. Встановивши подібність керівних скам’янілостей флори і фауни в шарах гірських порід, приходять до висновку про їх одночасне утворення.
Цей метод широко застосовують в геології, оскільки він дає можливість визначити приблизний вік будь-яких шарів, які містять залишки скам’янілих організмів, незалежно від порушень залягання гірських порід і відстані між територіями вивчення. Особливо важливе значення він має при стратиграфічному розчленуванні флішевих відкладів, коли вся монотонна товща гірських порід виражена порівняно однаковим складом на значній території. Застосування методу неможливе тільки у випадку відсутності залишків рослин і тварин, тобто у так званих “німих” товщах гірських порід.
3.3 Петрографічний метод
Петрографічний метод базується на виділенні інтервалів шарів або групи шарів, які відмінні від підстелюючих або перекриваючих інтервалів пластів за кольором, речовинним складом, структурними і текстурними особливостями, включеннями, піщанистістю, глинистістю та іншими петрографічними показниками. Потім в розрізі встановлюють найбільш помітні, відмінні від інших шари і пачки шарів. Наприклад, серед ритмічного чергування темно-сірих аргілітів і глинистих сланців зустрічаються пласти роговиків або туфітів, а серед монолітної товщі пісковиків – прошарки конгломератів, доломітів або строкатих аргілітів. Такі шари або пачки шарів можуть спостерігатися на значних площах. Такі шари отримали назву маркуючих горизонтів. За їх допомогою вдається порівняти розрізи між собою і побудувати зведений розріз для окремої площі, району або навіть цілого регіону. Однак маркуючі горизонти по площі можуть змінювати свій літологічний склад і вік при простяганні на великі відстані. Тому застосування методу у широких масштабах і у віддалених один від одного розрізах може призвести до ненадійного встановлення відносного віку окремих шарів і прошарків в одній і тій же товщі порід.
Не дивлячись на вказані недоліки цього методу, він є досить надійним при вивченні метаморфічних і магматичних порід. Без нього практично неможливо визначити відносний вік гнейсів, кварцитів, гранітів, діоритів та інших гірських порід.
До петрографічного методу належить також мінералогічний метод, коли окремі шари і пачки шарів (горизонтів) порівнюють за мінералогічними асоціаціями, ступенем діагенезу і метаморфізму. Застосовується він виключно на обмеженій площі, де при геологічному розвитку земної кори діяли абсолютно однакові процеси.
4 Абсолютний вік гірських порід та
методи їх визначення
Абсолютна геохронологія визначає вік гірських порід в роках, тисячоліттях, мільйонах і мільярдах років. Визначення віку проводиться за вмістом продуктів розпаду радіоактивних хімічних елементів, що містяться в гірських породах і мінералах. Процес розпаду проходить з постійною швидкістю протягом геологічної історії розвитку Землі. В результаті радіоактивного розпаду з’являються атоми стійких елементів, які не піддаються подальшому розпаду. Їх кількість збільшується відповідно до віку гірських порід. Різні елементи розпадаються з різною швидкістю, а тому розроблено декілька методів визначення віку гірських порід та створено шкалу абсолютного літочислення історії Землі.
Провідними методами ядерної геохронології є радіовуглецевий, калій-аргоновий, стронцієвий та свинцево-урано-торієвий.
Радіовуглецевий метод застосовують для визначення віку гірських порід в межах до 60 тис. років. В атмосфері встановилась постійна концентрація атомів радіоактивного вуглецю 14С з періодом напіврозпаду понад 5700 років. Рослини і тварини в процесі життєдіяльності засвоюють його в такій концентрації, в якій він знаходився в атмосфері у певний період. Після їх відмирання обмін речовин припиняється, а концентрація 14С в залишках організмів починає зменшуватися у зв’язку з його розпадом. Заміряючи вміст 14С, можна встановити вік органічних залишків і відповідно гірських порід та час різних геологічних та історичних подій. За допомогою даного методу встановлено епохи зледеніння в Європі та в Північній Америці.
Калій-аргоновий метод базується на визначенні вмісту радіоактивного аргону в калієвих мінералах. Оскільки відомо, що в процесі самочинного розпаду калію 11% атомів 40К переходять в аргон 40Ar, а решта 89% – в ізотоп кальцію 40Ca, вік мінеральних утворень при цьому визначається за величиною співвідношення 40Ar/ 40К. Чим більше це співвідношення, тим старший об’єкт, який підлягає визначенню. Однак радіогенний аргон відносно швидко випромінюється із багатьох гірських порід. Тому цей метод застосовується переважно для визначення абсолютного віку осадових порід, які досить надійно затримують в собі радіогенний аргон. Крім того, можливості його застосування обмежуються температурою і тиском. Якщо породи піддавались нагріванню понад 300С і високому тиску, то його застосування для визначення абсолютного віку гірських порід недоцільне.
Стронцієвий метод базується на розпаді рубідію 87Rb і перетворенні його в ізотоп стронцію 87Sr, якого за всю історію геологічного розвитку Землі накопичилось трохи більше 7%. Ізотоп 87Rb присутній переважно у вигляді домішок в калієвих мінералах. Найчастіше це бувають польові шпати, слюди, біотит, мусковіт, лепідоліт. Абсолютний вік гірських порід цим методом визначають порівнянням співвідношення цих ізотопів з еталоном, який має нерадіогенне походження.
Стронцієвий метод переважно використовується для встановлення абсолютного віку вивержених магматичних порід, а також вапняків осадових гірських порід.
Свинцево-урано-торієвий метод використовується в різних варіантах і на сьогодні залишається одним з найбільш досконалих методів визначення абсолютного віку гірських порід. Базується він на тому, що свинець і гелій є кінцевими продуктами розпаду урану і торію. Для визначення віку за свинцем використовують мінерали монацит, циркон, ураніт та ортіт, які зустрічаються в магматичних породах. Вік порід встановлюється за ізотопним співвідношенням 206Pb/238U, 207Pb/235U, 208Pb/232U, що дає можливість контролювати одержані результати.
Відхилення значень віку, обчисленого з наведених співвідношень, переважно невеликі і дають змогу визначити абсолютний вік вивержених і метаморфічних гірських порід, для яких інші методи не дають позитивного результату.
Широке застосування радіологічних методів дали можливість визначити абсолютний вік давніх порід, які належать до різних підрозділів шкали відносного літочислення, і прийти до висновку, що формування земної кори розпочалось близько 4,5 млрд. років тому. Однак слід зазначити, що на всіх континентах нашої планети максимальний вік гірських порід становить 3,6-3,8 млрд. років. Одночасно вік древніх гірських порід Місяця сягає 4,5 млрд. років. Якщо припустити одночасність процесів утворення планет земної групи, то доводиться констатувати, що на Землі не встановлено порід такого віку. Можливо вони знаходяться на глибинах, недоступних для вивчення, або зазнали суттєвих змін при проявленні різних геологічних процесів за тривалий період розвитку Землі як планети Сонячної системи.
5 Геохронологічна шкала
Аналіз багатогранних форм розвитку органічного світу на нашій планеті та дані абсолютної геохронології дали можливість виділити ряд підрозділів, які складають геохронологічну шкалу (табл. 8.1).
Геохронологічна шкала являє собою послідовний ряд геохронологічних еквівалентів загальних стратиграфічних підрозділів та їх таксономічної підпорядкованості, що визначають етапи розвитку Землі та її органічного світу.
Підрозділи часу в геохронологічній шкалі відповідають певному рангу стратиграфічних підрозділів. Стратиграфічні підрозділи застосовуються для позначення комплексу шарів гірських порід, а геохронологічні – для позначення часу, протягом якого ці комплекси шарів накопичувались.
В історії розвитку Землі виділяють дві найбільші одиниці (еони) – криптозой і фанерозой.
Криптозой – найдавніший етап в історії розвитку земної кори та утворення найдавніших порід з ізотопним віком понад 3,5 млрд. років до початку кембрійського періоду. Протягом криптозою проявилися тектонічні деформації земної кори. Вони складають фундамент Східноєвропейської платформи і виходять на поверхню в межах Українського щита.
Відповідно до стратиграфічної шкали криптозой поділяють на архей і протерозой.
Архей – найдавніший відрізок часу формування земної кори, нижній з двох підрозділів криптозою (докембрію). Нижня геохронологічна межа архею становить 3650 млн. років, а верхня (з протерозоєм) – 2600 млн. років.
Протерозой – давній етап формування земної кори, верхній з двох підрозділів криптозою. Настав він після архею. Його нижня геохронологічна межа становить 2600 млн. років, а верхня – 570 млн. років. Для раннього протерозою характерне глобальне розширення континентальної земної кори, утворення глибинних розломів і рифтів та магматична діяльність. Протягом пізнього протерозою формувався осадовий чохол, утворений з порід, близьких за складом до фанерозою. Подекуди породи деформовані внаслідок байкальської складчастості.
Таблиця 8.1 – Геохронологічна шкала
|
Еон |
Група (ера), тривалість, млн. років |
Система (період), тривалість, млн. років |
Відділ (епоха) |
|
1 |
2 |
3 |
4 |
|
Фа н е р о з о й с ь к и й |
Кайнозойська KZ 67-70 |
Четвертинна (четвертинний) – Q 1,0-1,5 |
Сучасний (сучасна) – Q4 Верхньочетвертинний (пізньочетвертинний) – Q3 Середньочетвертинний (середньо четвертинна) – Q2 Нижньочетвертинний (нижньочетвертинна) – Q1 |
|
Неогенова (неогеновий) – N 25 |
Пліоценовий (пліоценова) – N2 Міоценовий (міоценова) – N1 |
||
|
Палеогенова (палеогеновий) – Р 41 |
Олігоценовий (олігоценова) – Р3 Еоценовий (еоценова) – Р2 Палеоценовий (палеоценова) – Р1 |
||
|
Мезозойська MZ 165-170 |
Крейдова (крейдовий) – К |
Верхньокрейдовий (пізньокрейдова) – К2 Нижньокрейдовий (ранньокрейдова) – К1 |
|
|
Юрська (юрський) – J 55-58 |
Верхньоюрський (пізньоюрська) – J3 Середньоюрський (середньоюрська) – J2 Нижньоюрський (ранньоюрська) – J1 |
||
|
Тріасова (тріасовий) – Т 45 |
Верхньотріасовий (пізньотріасова) – Т3 Середньотріасовий (середньотріасова) – Т2 Нижньотріасова (ранньотріасовий) – Т1 |
||
|
Палеозойська PZ 310-385 |
Верхній палеозой (пізній палеозой) – PZ3 |
||
|
Пермська (пермський) – Р 45 |
Верхньопермський (пізньопермська) – Р2 Нижньопермська (ранньопермська) – Р1 |
||
|
1 |
2 |
3 |
4 |
|
Ф а н е р о з о й с ь к и й |
Палеозойська PZ 310-385 |
Верхній палеозой (пізній палеозой) – PZ3 |
|
|
Кам’яновугільна (кам’яновугільний) – С 65-70 |
Верхньокам’яновугільний (пізньокам’яновугільний) – С3 Середньокам’яновугільний (середньокам’яновугіль-ний) – С2 Нижньокам’яновугільний (ранньокам’яновугільна) – С1 |
||
|
Середній палеозой (середній палеозой) – PZ2 |
|||
|
Девонська (девонський) – D 55-60 |
Верхньодевонський (пізньодевонська) – D3 Середньодевонська (середньодевонський) – D2 Нижньодевонський (ранньодевонський) – D1 |
||
|
Силурійська (силурійський) – S 30-35 |
Верхньосилурійська (пізньосилурійська) – S2 Нижньосилурійська (ранньосилурійська) – S1 |
||
|
Нижній палеозой (ранній палеозой) – PZ1 |
|||
|
Ордовикська (ордовикський) – О 60-70 |
Верхньоордовикський (пізньоордовикська) – О3 Середньоордовикський (середньоордовикський)– О2 Нижньоордовикський (ранньоородовикський) – О1 |
||
|
Кембрійська (кембрійський) – Є 70-80 |
Верхньокембрійський (пізньокембрійська) - Є3 Середньокембрійський (середньокембрійська) – Є2 Нижньокембрійський (ранньокембрійський) – Є1 |
||
|
Криптозой |
Протерозой PR близько 2000 |
||
|
Архей AR 1500-2000 |
Фанерозойський етап охоплює 570 млн. років. Базуючись на еволюції органічного світу, характері протікання геологічних процесів і формування рельєфу земної поверхні, його поділяють на палеозойську, мезозойську і кайнозойську ери. Кожна з них поділяється на більш дрібні етапи – періоди, які виділено на основі аналізу палеонтологічних даних.
Протягом геологічної історії розвитку Землі періоди відносного спокою тектонічного розвитку літосфери неодноразово змінювались епохами активного вулканізму і гороутворення. Найбільш помітними і добре вираженими в рельєфі були байкальська, каледонська, герцинська, мезозойська та альпійська фази складчастості.
Всі епохи складчастості являють собою закінчені тектонічні цикли. На початку кожної епохи проходило опускання значних територій і наступ моря на сушу. В морських умовах накопичувались товщі осадових гірських порід. Потім проходили висхідні тектонічні рухи, які призвели до відступу моря. Закінчувався тектонічний цикл зім’яттям порід у складки і гороутворенням. Тектонічні рухи супроводжувались розривами і розломами літосфери, інтрузивним та ефузивним вулканізмом, який досягає найбільшої інтенсивності в період гороутворення в геосинкліналях. Після кожної такої епохи площа платформ збільшувалась внаслідок приєднання до них геосинклінальних областей, які в результаті тектонічного розвитку набули жорсткості, властивої континентальним платформам.
Періоди переважно об’єднують відклади, що утворилися в певний період часу і відрізняються переважно сімействами та групами органічних форм. Назви періодів (систем) здебільшого пов’язані з назвами тих місцевостей, де відповідні відклади були вперше встановлені та описані, або складом домінуючих порід. Так, наприклад, девонську систему названо на честь графства Девоншир в Англії, пермську – за назвою Пермської області Російської Федерації, кам’яновугільну – за широким поширенням в її відкладах кам’яного вугілля, крейдову – за наявністю в ній значних відкладів звичайної крейди.
Підрозділи стратиграфічної шкали переважно мають ті ж назви, що й підрозділи геохронологічної шкали. Та, палеозойській ері відповідає палеозойська група порід, а протягом юрського періоду утворилася юрська система відкладів. Однак назви відділів переважно не співпадають з назвами епох. При тричленному поділі періодів здебільшого застосовують назви пізня, середня і рання епохи, тоді як притаманний цим епохам
відділи мають назви верхній, середній і нижній. При двочленному поділі епохи мають назви пізня і рання, а відділи – верхній і нижній згідно з послідовністю їх залягання в земній корі.
Стратиграфічне дослідження в певній місцевості розпочинають на конкретному розрізі осадових або вулканогенних порід. За допомогою різних методів виділяють і прослідковують природні геологічні тіла, виясняють послідовність їх залягання і зміну літологічного складу за простяганням, складають місцеву схему стратиграфії.
Основним підрозділом місцевої схеми стратиграфії є світа, яка поділяється на підсвіти. Серія об’єднує дві або більше світ, які характеризуються загальними ознаками, і має свою назву. Комплекс об’єднує дві або більше серій і також має свою власну назву. Місцеві стратиграфічні підрозділи не є тимчасовими, а являють собою реальні геологічні тіла. Їх існування не залежить від того, яким чином вони співставляються з підрозділами загальної шкали, і замінюватися цими підрозділами не повинні.
Регіональні стратиграфічні підрозділи встановлюються для геологічного району, великого палеобасейну седиментації або палеогеографічної області. Основною одиницею тут є горизонт, який являє собою сукупність одновікових світ. В більшості випадків горизонт називається за назвою однієї із світ.
Розроблена на основі методів відносної та абсолютної геохронології шкала геологічного часу наведена в табл. 8.1.
6 Лабораторне приладдя та прилади
Для виконання даної лабораторної роботи необхідні наступні приладдя і прилади:
7 Порядок виконання лабораторної роботи
На основі певної частини геологічної карти будується геологічний розріз і стратиграфічні колонки через найбільш детально висвітлені відслонення і розрізи свердловин. В подальшому проводиться співставлення розрізів і встановлюється зміна стратиграфічного розрізу по виділеній площі та зміна фауністичного і літологічного складу гірських порід. На основі проведених досліджень встановлюється відносний вік гірських порід та їх приналежність до певного підрозділу геохронологічної шкали.
8 Контроль засвоєного матеріалу
Геологічні карти, розрізи і стратиграфічні колонки та методи їх складання
1 Мета роботи
Вивчення геологічної будови земної кори складає основу пошуків і розвідки корисних копалин. Воно спрямоване на дальше розширення мінерально-сировинних ресурсів, на базі яких розвиваються основні галузі гірничовидобувної промисловості. Це важливе та трудомістке завдання вирішується на всіх стадіях геологорозвідувальних робіт, починаючи від пошуків і закінчуючи повним виробленням родовищ корисних копалин. Основу цих робіт складає геологічна карта, геологічні розрізи та стратиграфічні колонки. Вони являють собою поєднання опису геологічної будови території і графічних матеріалів, які в наглядній формі ілюструють і доповнюють цей опис.
Основна мета даної лабораторної роботи – навчити студентів користуватись геологічними картами, ознайомити їх з основними типами і видами геологічних карт, показати основні прийоми побудови геологічних розрізів і стратиграфічних колонок.
2 Обґрунтування і методика виконання
лабораторної роботи
Для виконання даної лабораторної роботи рекомендується такий порядок:
2.1. Принципи побудови геологічних карт;
2.2. Масштаби геологічних карт;
2.3. Оформлення та умовні позначення на геологічних картах;
2.4. Вікова і літологічна індексація геологічних карт;
2.5. Зображення на геологічних картах;
2.6. Геологічні розрізи та їх побудова;
2.7. Стратиграфічна колонка і принципи її побудови;
2.8. Визначення віку складок і розривних порушень
2.1 Принципи побудови геологічних карт
Вивчення геологічної будови земної кори складає основу пошуків і розвідки родовищ корисних копалин. Воно спрямоване на подальше розширення мінерально-сировинних ресурсів країни, на базі яких розвиваються основні галузі гірничо-видобувної промисловості.
Це важливе і трудомістке завдання вирішується шляхом проведення геологознімальних робіт при постійному збільшенні їх деталізації, розширенні об’єктів пошуків і розвідки родовищ корисних копалин. Геологічне знімання та інші види геологічних досліджень повинні проводитись на всіх стадіях геологорозвідувальних робіт, починаючи з пошуків і закінчуючи промисловою розвідкою та повним виробленням родовищ.
Головна мета геологічного знімання – вивчення геологічної будови родовищ корисних копалин і складання геологічної карти того чи іншого масштабу. Основу цих робіт складає узагальнення фактичних матеріалів на основі сучасних теоретичних досягнень в області геологічних наук.
Геологічне знімання – це один з основних методів вивчення геологічної будови земної кори будь-якої ділянки та встановлення її перспектив у відношенні мінерально-сировинних ресурсів. Вона являє собою сукупність всіх видів геолого-пошукових робіт щодо створення геологічної карти безпосередньо з натури.
Геологічне знімання складається з двох основних етапів – польових досліджень та камеральної обробки зібраного фактичного матеріалу. При польових дослідженнях складається польова геологічна карта. Для цього планомірно і всесторонньо вивчаються природні відслонення, гірничі виробки, бурові свердловини і наносяться на топографічну карту під відповідним порядковим номером із вказанням елементів залягання гірських порід. Від одного відслонення до другого прослідковуються і наносяться на карту геологічні границі, а за заляганням гірських порід виявляються тектонічні структури.
У відслоненнях за керном вивчаються гірські породи, їх склад, генезис, взаємовідношення, встановлюється попередньо вік гірських порід, форма складених ними геологічних тіл, постійно ведуться спостереження за структурою інтрузивних порід. Одночасно проводяться постійні спостереження за всіма проявленнями корисних копалин у відслоненнях, в алювіальних і делювіальних розсипах на основі шліхового випробування, а при детальному зніманні – за допомогою гірничих і бурових робіт. Особливо детально вивчаються контактові зони, нафто- і газопроявлення. Постійно ведуться спостереження за рельєфом і підземними водами, для детального вивчення яких проводяться спеціальні роботи. Всі польові спостереження записуються в геологічний журнал. При цьому номери відслонень повинні бути однаковими як на карті, так і в геологічному журналі.
Всі відслонення переважно фотографуються, а всі спостережувані в них особливості геологічної будови зарисовуються. В кожному відслоненні проводиться відбір зразків гірських порід. При цьому в осадових гірських породах відбір зразків порід проводиться пошарово, а магматичних – із контактних зон і внутрішніх частин масивів. Відбір корисних копалин і викопних залишків флори і фауни також проводиться пошарово. Всі зразки нумеруються відповідно до записів в геологічному журналі і супроводжуються відповідною етикеткою. При геологічному зніманні широко використовуються аерометри і геофізичні методи.
В процесі камеральної обробки уточнюються результати всіх польових досліджень. Глибокому вивченню піддаються відібрані з відслонень та гірничих виробок всі зразки гірських порід і корисних копалин спеціальними лабораторними дослідженнями – мікроскопічними, хімічними, спектроскопічними, люмінесцентними та ін. Визначаються викопні залишки флори і фауни, складаються графічні додатки – стратиграфічні колонки, геологічні розрізи і карти, складається геологічний звіт про проведені геологознімальні роботи. По закінченні камеральної обробки найбільш характерні зразки гірських порід, корисних копалин, флори і фауни віддаються в музей на зберігання, а геологічні журнали залишаються основним документом проведених геологічних досліджень.
Залежно від призначення геологічне знімання поділяється на маршрутне і площівне. Маршрутне геологічне знімання ведеться в певному напрямі. Переважно його проводять по ріках, де зустрічається багато відслонень. Відстань між маршрутами може досягати значних розмірів.
При площівному зніманні район досліджень покривається сіткою маршрутів, які розташовані більш-менш рівномірно по площі. Площівне знімання ділиться на дрібномасштабне, або регіональне (1:1000000 і 1:500000), середньомасштабне (1:200000 і 1:100000) і крупномасштабне, або детальне (1:50000 і крупніше).
Регіональне геологічне знімання охоплює великі ділянки земної кори і зазвичай є першим етапом геологічного дослідження району. Застосовується переважно для попередніх та загальних геологічних побудов.
Геологічне знімання середніх масштабів дає більш детальне уявлення про геологічну будову та історію розвитку району, встановлює зв’язок корисних копалин з певним комплексом гірських порід, дає оцінку перспектив корисних копалин і визначає площі, які вимагають подальших пошуків.
Детальне геологічне знімання забезпечує вирішення спеціальних геологічних і прикладних геологопошукових і розвідувальних завдань. Застосовується переважно для площ, перспективних щодо корисних копалин, і проводиться після знімання середніх масштабів. Вона повинна виявити детальну геологічну будову району, дати перспективну оцінку розмірів і значення виявлених родовищ корисних копалин, визначити межі площ, що підлягають детальним пошукам і пошуково-розвідувальним роботам. Детальне геологічне знімання в межах рудоносних, вугленосних і нафтогазоносних ділянок є спеціалізованим геологічним зніманням.
Роботи з складання геологічних карт в обов’язковому порядку пов’язуються з геофізичними дослідженнями. Електророзвідка, гравіметрія, магнітометрія і сейсмометрія надають велику допомогу при вирішенні таких питань, як визначення глибини залягання інтрузивів під товщею вміщуючих їх порід, положення тектонічних зон, порушень і поверхонь неузгодження, пошуку жильних тіл і меж рудних та нерудних покладів, визначення товщини розсипчастих відкладів тощо.
Геологічна карта являє собою зменшену в певному масштабі вертикальну проекцію виходів корінних порід на денну поверхню. Вона складається за даними геологічного знімання на топографічній або географічній основі за допомогою умовних знаків геологічної будови будь-якої ділянки земної кори, континентів або земної кулі загалом. Геологічна карта показує поширення на земній поверхні виходів гірських порід, відмінних за віком, походженням, складом та умовами залягання.
Геологічна карта будується тільки по корінних породах, а тому при її побудові всі породи четвертинного віку “знімаються” з її поверхні. Виключення можливе тільки тоді, коли неможливо встановити будову корінних порід під четвертинними відкладами або в тих випадках, коли останні містять родовища корисних копалин або мають широке поширення.
Геологічна карта разом з пояснювальною запискою до неї дає змогу зробити висновки про формування земної кори та закономірності поширення корисних копалин в ній. Вона служить науковою основою для пошуків і розвідки родовищ корисних копалин та розробки перспективних планів розвитку гірничовидобувної промисловості. Детальні геологічні карти мають надзвичайно важливе значення для проектування, розкриття і розробки розвіданих родовищ, а також при плануванні гірничих робіт в процесі їх експлуатації.
Геологічні карти будуються на основі проведених геологознімальних робіт, теоретичного узагальнення досягнень геологічних наук і практичного досвіду. При складанні геологічних карт провідне значення мають такі розділи геологічних знань, як стратиграфія, геотектоніка, структурна геологія, історична геологія, літологія, геохімія, мінералогія, петрографія, геофізика, вчення про родовища корисних копалин тощо.
Високоякісна геологічна карта – це підсумок складної творчої праці колективу геологів, озброєних глибокими теоретичними знаннями і досвідом практичної роботи в польових умовах. Це підсумок копіткої праці спеціалістів, які на основі поглибленого вивчення та аналізу зуміли дати найбільш обгрунтовану і достатньо об’єктивну інтерпретацію геологічних явищ і фактів, за якими проводились спостереження.
Геологічні карти за змістом і призначенням діляться на власне геологічні, четвертинних відкладів, літологічні, тектонічні, геохронологічні, гідрогеологічні, корисних копалин, перспектив на окремі види сировини тощо. В даному розділі приводиться характеристика тільки власне геологічних і геоморфологічних карт.
Власне геологічні карти відтворюють геологічну будову території або які-небудь її певні риси. Вони є картографічним підсумком геологічного знімання і служать основою для всіх видів геологічних досліджень району, виявлення закономірностей розташування і пошуків корисних копалин, проектування інженерних споруд та інших робіт.
Геологічна карта повинна містити матеріал, необхідний для вирішення питання, які корисні копалини можна знайти в даному районі і де їх шукати. Головними перевагами геологічної карти є її насиченість фактичним матеріалом, структурність, правильне відображення геологічної будови ділянки вивчення земної кори.
На геологічних картах певними кольорами і доповнюючими їх літерними і цифровими індексами виділяються поширені на закартованій території і розчленовані за віком, у відповідності з прийнятою міжнародною стратиграфічною шкалою, стратифіковані гірські породи.
Різними лініями позначаються різноманітні геологічні межі – узгоджене і неузгоджене залягання, розривні порушення, геологічні межі різних порід, які складають геологічні тіла та розривні порушення. За необхідності на картах відображаються елементи залягання гірських порід, місця знаходження викопних органічних залишків і відбору проб, місцеположення бурових свердловин, шурфів тощо.
Дрібність підрозділів і навантаження геологічних карт залежать від масштабу та призначення карти. Середньо- і крупномасштабні карти, крім легенди, супроводжуються зведеними стратиграфічними колонками і геологічними розрізами району, які відображають на вертикальних розрізах його будову на глибину.
Для сучасної геологічної картографії характерні тенденції до складання різноманітних за змістом геологічних карт не тільки суші і шельфу, але й дна океанів, до видання для однієї і тієї ж площі взаємопов’язаних і доповнюючих один одного комплектів карт, до максимального використання матеріалів космічних і висотних знімань, до відображення глибинної будови Землі.
2.2 Масштаби геологічних карт
Залежно від масштабу власне геологічні карти діляться на оглядові, дрібномасштабні, середньомасштабні, крупномасштабні та детальні.
Оглядові карти масштабу менше 1:1000000 складаються на географічній основі і дають загальне уявлення про геологію великих територій держав та материків земної кулі.
Дрібномасштабні карти (1:100000 і 1:500000) складаються на спрощеній топографічній основі і характеризують геологічну будову крупних регіонів або держав. Геологічні карти масштабу 1:100000 і 1:500000 складаються переважно на основі узагальнення матеріалів, одержаних при більш детальних зніманнях.
Середньомасштабні карти (1:200000 і 1:100000) складаються на всій території країни з метою вивчення основних рис її геологічної будови, прогнозної оцінки щодо корисних копалин до глибини, при якій економічно вигідна їх експлуатація. Будуються вони переважно на топографічній основі з розрідженою сіткою горизонталей.
За детальністю і густотою сітки маршрутів знімальні та пошукові роботи для побудови геологічних карт масштабів 1:200000 і 1:10000 являють собою площівні дослідження. Планомірний їх розвиток створює основу для цілеспрямованого та ефективного проведення пошуків на всі види корисних копалин, а також для вирішення різних теоретичних положень. При проведенні геологічного знімання цих масштабів повинні обов’язково проводитись геологічне дешифрування аерокосмофотознімків, геофізичні та геохімічні дослідження.
При зніманні та пошуках вказаних масштабів широко застосовуються дрібні гірські виробки – канави, неглибокі шурфи, бурові свердловини ручного і механічного буріння.
Крупномасштабні карти (1:50000 і 1:25000) складаються на точній топографічній основі і досить точно відтворюють геологічну будову району як поверхневих, так і глибинних його частин. Ці карти є основними за масштабним видом геологічних карт, які використовуються для вирішення практичних промислових завдань.
Складаються дані карти для всієї країни, але в першу чергу для гірничовидобувних регіонів. Головними завданнями геологічних карт вказаних масштабів є виділення перспективних площ для проведення детальних геологознімальних робіт. Вони можуть проводитись спеціалізовано щодо головних для даного району корисних копалин, хоча ведуться вони на всі види мінеральної сировини.
Детальні геологічні карти (1:10000, 1:5000, 1:1000 і крупніші) дають детальну геологічну характеристику окремих родовищ корисних копалин, районів цивільного або промислового будівництва. Складаються вони на основі знімань більших масштабів, які проводяться в районах розташування родовищ корисних копалин або безпосередньо на родовищах, що знаходяться в розвідці, і спрямовані на вирішення конкретних завдань, які випливають з генетичних особливостей та умов залягання корисних копалин.
Детальні геологічні карти служать основою для закладання пошукових і розвідувальних свердловин на можливі корисні копалини, для підрахунку запасів корисних копалин, розробки проектів експлуатації, ведення гірничо-підготовчих і промислових робіт на родовищах.
Геологічні плани горизонтів за своїми масштабами належать до детальних геологічних карт, але при цьому мають свої специфічні особливості. Вони характеризують умови залягання покладів корисних копалин, їх морфологію і речовинний склад. Ці плани складають не на основі картування, а за даними детальної і промислової розвідки родовищ, розкритих багаточисленними експлуатаційними свердловинами і гірничими виробками, просторове розміщення яких наноситься за даними маркшейдерських знімань.
2.3 Оформлення та умовні позначення на геологічних
картах
Існують стандартні правила складання і оформлення карт. Геологічна карта супроводжується відповідними умовними позначеннями (легендою), геологічними розрізами, стратиграфічною колонкою, які виносяться за рамку карти. Ліворуч розміщують стратиграфічну колонку, праворуч – легенду, внизу – геологічні розрізи. Надписи до карти розміщуються над її північною і південною рамками. Кожна карта супроводжується числовими і графічними лінійними масштабами.
2.4 Вікова і літологічна індексація геологічних карт
Для позначення складу, часу формування та умов залягання гірських порід на геологічних картах застосовуються особливі умовні знаки, які можуть бути кольоровими, літерними, цифровими або штриховими. Разом із забарвленням вони значно полегшують читання геологічної карти. Зараз існують загальноприйняті індекси і стандартні кольори для позначення гірських порід різного віку (табл. 9.1).
Таблиця 9.1 – Індекси та кольори геохронологічної шкали
|
Система |
Стратиграфічний індекс |
Колір |
|
Четвертинна |
Q |
Блакитно-сірий |
|
Неогенова |
N |
Лимонно-жовтий |
|
Палеогенова |
P |
Жовто-оранжевий |
|
Крейдова |
K |
Зелений |
|
Юрська |
J |
Синій |
|
Тріасова |
T |
Фіолетовий |
|
Пермська |
P |
Світло-коричневий |
|
Кам’яновугільна |
C |
Сірий |
|
Девонська |
D |
Коричневий |
|
Силурійська |
S |
Сірувато-зелений |
|
Ордовікська |
O |
Темно-зелений |
|
Кембрійська |
C |
Ліловий |
|
Протерозойська група |
PR |
Рожевий |
|
Архейська група |
AR |
Темно-рожевий |
Відділам та іншим дрібним стратиграфічним підрозділам відповідає різна інтенсивність кольору відповідної системи. При цьому чим старший відділ, тим інтенсивніше, густіше забарвлення.
У зв’язку з тим, що четвертинні відклади поширені практично всюди і перекривають більш давні корінні породи, їх переважно не показують на геологічних картах. Виключення становлять тільки райони, де четвертинні відклади виражені осадами значної товщини, а також ділянки їх сучасного накопичення – річкові долини.
Вивержені породи незалежно від віку позначають яскравими тонами таких кольорів: кислі та середні інтрузивні породи (g) – червоним кольором, основні (d) – темно-зеленим, ультраосновні (s) – темно-фіолетовим. Метаморфічні породи (М) показують рожевим кольором.
Особливими кольорами та індексами показуються інтрузивні гірські породи, які розчленовуються за складом і часом укорінення їх в осадові або метаморфічні породи.
Вік гірських порід позначається латинськими літерами, спеціальними символами (табл. 9.1), арабськими і римськими цифрами. У складанні індексу осадових, ефузивних і метаморфічних порід існують певні правила. Спочатку ставиться латинська літера, що визначає систему у вигляді заголовної (першої) букви слова, наприклад, кам’яновугільна система – С. Склад порід в індексі не позначається. Відділ позначається арабською цифрою, яка розміщується праворуч знизу біля індексу системи, наприклад, С1. Дальше ставиться індекс ярусу, який складається з однієї або двох початкових строкових літер його латинізованої назви, наприклад, C1t – туронський ярус нижнього відділу кам’яновугільної системи. Частини ярусу або під’ярусу вказуються аналогічно відділам систем арабськими цифрами, наприклад, C1t2.
Дуже часто виникає необхідність введення, крім загальноприйнятих стратиграфічних підрозділів, допоміжних (місцевих), які повинні обов’язково бути пов’язаними з підрозділами загальноприйнятої шкали. Найбільш переважаючими із допоміжних підрозділів є серії і світи. Їх індекси утворюються з двох латинських літер назви – першої та найближчої приголосної. Вказані індекси, написані курсивом, приєднуються праворуч до індексу групи, системи, відділу. Наприклад, індекс вигодської світи еоцену буде виглядати таким чином – P2vg.
У випадку, коли підрозділи містять змішані одиниці геохронологічної шкали, позначення утворюється шляхом поєднання індексів цих одиниць знаками “плюс” або “дефіс”. “Плюс” застосовують для позначення віку відкладів, які належать повністю до двох або більшого числа суміжних підрозділів геохронологічної шкали, наприклад, P3+N1 – відклади олігоцену і міоцену, об’єднані між собою. “Дефіс” використовують для позначення віку відкладів, які охоплюють неповні об’єми сусідніх підрозділів, наприклад, Д1–2 – відклади, які охоплюють суміжні частини нижнього і середнього відділів девонської системи; T2–J1 – відклади, які включають в себе верхній тріас і нижню юру. У випадку неможливості віднесення до певної одиниці геохронологічної шкали індекси ймовірних підрозділів розділяються двома крапками, наприклад, К1:2 – відклади, які відносяться до нижнього або верхнього відділу крейдової системи.
Проставляння індексів на геологічних картах має також певну закономірність. На першому місці завжди вказується індекс більш давніх геологічних систем, а потім – більш молодших.
Для позначення походження осадових гірських порід застосовуються строкові латинські літери: m – морські, g – льодовикові, f – флювіогляціальні, a – алювіальні тощо. Проставляються ці літери перед позначенням системи, наприклад, fQ – флювіогляціальні четвертинні відклади.
При читанні індексів зберігається певний порядок – від більш крупного підрозділу послідовно до більш дрібного. Наприклад, індекс C1t1 буде читатися так: “це” – один, “те” – один.
Літологічний склад порід переважно позначають за допомогою штрихових умовних позначок. Вони можуть бути у вигляді точок, рисок, штрихів різної товщини та орієнтування, трикутників, кружків, хрестиків тощо. Головні літологічні і петрографічні типи порід показуються простими знаками, а породи проміжного стану – різними поєднаннями цих знаків або їх ускладненими формами. На одноколірних картах штриховими знаками позначають також вік гірських порід.
Штрихові позначки застосовують переважно на геологічних картах, розрізах і літологічних колонках, які виконано одним кольором, наприклад, чорним.
Всі зображення на геологічній карті – кольори, індекси, різні види штриховки та інші знаки містяться в умовних позначках карти. При цьому умовні позначки вікових підрозділів осадових товщ розташовуються в легенді зверху вниз або зліва направо – від молодих до більш давніх утворень. Після них приводяться умовні позначки магматичних і метаморфічних порід, а потім пояснення всіх інших знаків, які знаходяться на геологічних картах.
2.5 Зображення на геологічних картах
При читанні геологічних карт особливу увагу слід звернути на деякі особливості зображення пластів та утворені ними форми в проекції на горизонтальну площину топографічної основи. Площі поширення порід різного віку оконтурюються на карті лініями геологічних границь. Ці лінії можуть бути простими або складними залежно від характеру залягання пластів і рельєфу місцевості.
При горизонтальному заляганні пластів і пересіченому рельєфі на геологічній карті буде зображений тільки відслонений на поверхні пласт, який замальовується кольором, що відповідає його віку. Якщо рельєф розчленований долинами рік, то на геологічній карті виходи цих пластів зображаються у вигляді смуг вздовж долин. При цьому межі горизонтально розташованих пластів на карті будуть паралельними ізолініями рельєфу (горизонталями). Кожна така смуга буде забарвлена в колір, що відповідає віку порід, який вона зображує. Чим більша крутизна схилу поверхневого рельєфу, тим менша ширина виходу пласта на карті.
При похилому заляганні пластів обрис їх виходів залежить від співвідношення кута падіння та нахилу поверхні схилу, напряму падіння пластів і схилу, форми поверхні рельєфу. Якщо пласт занурюється в ту ж сторону, куди нахилений схил рельєфу, то нахил пласта завжди менший, ніж нахил поверхні схилу, а тому граничні лінії пластів на карті будуть вигнуті в сторону, протилежну згинам горизонталей на топографічних картах. Якщо ж падіння пластів протилежне напряму нахилу поверхні рельєфу, то ізогіпси границь виходу пласта на карті будуть спрямовані в ту ж сторону, що й ізогіпси на топографічній карті.
При вертикальному заляганні пластів форма виходів їх на денну поверхню зобразиться у вигляді прямих ліній, які простягаються вздовж пласта. Ширина виходу вертикально залягаючого пласта на карті відповідає його дійсній товщині в масштабі геологічної карти.
При моноклінальному заляганні пластів і нерозчленованому рельєфі пласти проектуються на карті у вигляді смуг, які змінюють одна одну по їх падінню від більш давніх до більш молодих.
Складки на геологічній карті в умовах горизонтального рельєфу мають вигляд замкнутих концентричних смуг, які відповідають виходам пластів різного віку. Різниця між антиклінальними і синклінальними складками полягає в тому, що в перших у ядрі залягають більш давні гірські породи, а в других, навпаки, ядро складене більш молодими породами з породами периферійної її частини.
Геологічні межі між породами різного віку зображуються чорними лініями. При цьому достовірні межі наносяться суцільною лінією, а передбачувані – пунктирними. Ті ж межі, але розкриті під вищележачими породами, позначаються відповідно переривистими лініями з одною і двома крапками.
Розривні порушення діляться на головні і другорядні, серед яких в свою чергу виділяють достовірні, передбачувані та скриті під вищележачими породами. Всі вони показуються потовщеними чорними лініями.
При горизонтальному заляганні пластів розривні дислокації типу скиду або вскиду встановлюють на геологічній карті за віковим співвідношенням порід, які залягають вздовж лінії порушення. В припіднятому крилі переважно залягають більш давні гірські породи, а в опущеному – гірські породи більш молодого віку. При похилому заляганні пластів наявність скиду встановлюється за зміщенням виходів пластів вздовж лінії розриву, повторенню виходів пластів або зміни їх простягання на геологічній карті.
Горсти і грабени на геологічній карті розпізнаються за тими ж ознаками, що й скиди і вскиди, оскільки вони являють собою комбінацію останніх.
Орієнтування площівних і лінійних структурних елементів відображається за допомогою спеціальних знаків. Бурові свердловини наносяться на карту вибірково. Для опорних свердловин показують всі основні підрозділи, розкриті свердловиною, та глибину їх залягання. В інших свердловинах можна вказувати лише індекс, глибину залягання і товщину найбільш важливих з числа розкритих підрозділів. Якщо свердловину показано на геологічному розрізі, то на карту наносять тільки знак і номер.
На геологічній карті також вказують найважливіші палеонтологічні знахідки, за допомогою яких надійно визначено геологічний вік гірських порід. Вказуються також місця знаходження викопної флори і фауни, археологічні знахідки і пункти, для яких визначено радіологічний вік порід, мінералів, кісток, деревини тощо.
Умовні знаки поміщаються в прямокутник і праворуч від нього дається словесний опис.
2.6 Геологічні розрізи та їх побудова
Геологічний розріз являє собою графічне зображення на вертикальній площині умов залягання гірських порід, співвідношення їх віку і складу, форм геологічних тіл і зміни їх товщини, характеру складчастих і розривних порушень, різноманітних фацій та їх взаємних переходів.
Геологічний розріз доповнює і уточнює геологічну карту, даючи наочне уявлення про зміну геологічної будови з глибиною та про наявність корисних копалин в різних геологічних формаціях. Розрізи можуть будуватися за геологічною картою, за даними бурових свердловин, геофізичними або іншими матеріалами. Положення розрізів на карті показується тонкими чорними лініями, які проводяться через всю карту від рамки до рамки, частіше всього навхрест простягання геологічних утворень. Лінія розрізу може бути прямою або ламаною. На кінцях лінії розрізу і в місцях її злому ставляться прописні літери українського алфавіту.
На геологічному розрізі в обов’язковому порядку показують гіпсометричний профіль місцевості, лінію рівня моря, шкалу вертикального масштабу з поділками через 0,5 см і підписами через 1 см на обох кінцях розрізу, літерні позначки, які прив’язують розріз до карти. Спеціальними виносками над гіпсометричною лінією вказують географічні орієнтири – ріки, озера, вершини гір тощо. Потім з геологічної карти зносять на цей профіль межі пластів, які перетинають напрям розрізу. Використовуючи дані про елементи залягання пластів, які показані на карті, проводять побудову розрізу шляхом трасування меж пластів на глибину із врахуванням їх товщини. Відкладання меж пластів у бурових свердловинах проводиться виключно за їх абсолютними позначками.
Важливо відзначити, що горизонтальний і вертикальний масштаби розрізів повинні відповідати масштабу карти. Збільшення вертикального масштабу (не більше ніж у 10 разів) допускається лише для районів з похилим або горизонтальним заляганням порід. Для ділянок розрізу, які різко відрізняються за геологічною будовою, допускається різний вертикальний масштаб, але при цьому в місці зміни масштабу на лінії розрізу робиться розрив шириною 0,5 мм.
Розрізи зображуються так, щоб ліворуч був захід, а праворуч схід. Дані геофізичних досліджень (гравіметрії, магнітометрії та ін.) можуть показуватись у вигляді графіків над геологічним розрізом. В кожному конкретному випадку вирішується питання про нанесення на розрізи площин відбиття сейсмічних хвиль тощо.
Якщо товщина відкладів мала і її неможливо показати в масштабі карти, допускається об’єднання їх в один підрозділ. При цьому в легенді додають ще одну умовну позначку з вказівкою “тільки на розрізах”.
На геологічних розрізах дозволяється показувати штриховими лініями передбачене продовження геологічних меж вище земної поверхні.
Бурові свердловини на всіх геологічних розрізах зображуються суцільними чорними лініями, якщо вони попадають на лінію розрізу або біля неї, та штриховими лініями – при проектуванні їх на площину розрізу. Вибій свердловини обмежується короткою горизонтальною лінією у вигляді підсічки.
Розрізи складаються, розмальовуються та індексуються у повній відповідності з геологічною картою. Для кожного листа карти переважно будується один-три геологічні розрізи. Всі геологічні межі (узгоджені, неузгоджені та ін.) показуються одним знаком – у вигляді суцільних тонких ліній. Глибина розрізу зумовлюється наявними фактичними даними геологічного картування та матеріалами буріння різних видів свердловин.
2.7 Стратиграфічна колонка і принципи її побудови
Стратиграфічна колонка являє собою графічне зображення літологічного складу пластів, послідовність їх залягання, товщини і віку порід в межах певної ділянки геологічної карти. Спеціальними умовними знаками у прийнятому масштабі на ній зображується послідовність напластування гірських порід в нормальному стратиграфічному розрізі і характер контактів між суміжними стратиграфічними підрозділами. На ній також у віковій послідовності показуються всі дочетвертинні відклади, виділяються всі серії, світи, підсвіти, товщі, пачки, горизонти маркування. Всі осадові, вулканічні та метаморфічні породи, розвинуті на території дослідження, показуються штриховими знаками. Інтрузивні породи на колонці не показуються.
Стандартна форма колонки передбачає зображення в центрі стовпчика геологічної колонки літологічного складу порід.
Ліворуч від колонки вказується стратиграфічне положення порід (система, відділ, ярус та індекс), а праворуч – товщина в метрах та характеристика порід.
Стратиграфічні колонки зазвичай будуються в більшому масштабі, ніж геологічні карти. Однак їх висота не повинна перевищувати 40-50 см, а ширина граф – 1-4 см. При коливаннях товщини в колонці зображується її максимальне значення, а цифрами вказуються крайні межі. Якщо довжина колонки виявиться дуже великою, то допускається необхідність робити пропуски “розриви” всередині однорідних інтервалів, які зображуються подвійною хвилястою лінією. Узгоджені межі на колонці зображуються прямими лініями, паралельні неузгодження – хвилястими, а кутові – зубчастими. Між стратиграфічними колонками проводяться кореляційні лінії.
Стратиграфічна колонка, яка складена в результаті співставлення двох або декількох стратиграфічних розрізів, називається зведеною стратиграфічною колонкою.
2.8 Визначення віку складок і розривних порушень
Утворення складчастих форм в земній корі – процес довготривалий, але в геологічному відношенні він пов’язаний з певними періодами, епохами і навіть віками. Після або одночасно з формуванням складчастості в рухомих зонах Землі переважно проходить інтенсивна денудація піднятих гірських порід, а потім земна кора може опуститися і виявитися під водою. В цьому випадку на поверхні денудованих складчастих порід можуть відкластися більш молоді відклади, які розташовуються неузгоджено на поверхні зрізаних складок, а якщо останні були розбиті диз’юнктивними порушеннями, то молоді породи перекриють їх. На геологічній карті ці розломи ніби впираються в границю підошви перекриваючої товщі, а в дійсності простягаються під нею.
Отже, за відносним розташуванням складок, розривних порушень і неузгодженому заляганню більш молодих шарів можна встановити відносний вік формування складок і тектонічних порушень. Даною лабораторною роботою передбачається виділити індивідуально кожному студенту на учбовій геологічній карті окрему ділянку, по якій він складає геологічний розріз і стратиграфічну колонку.
3 Лабораторні приладдя та прилади
Для виконання даної лабораторної роботи необхідні такі приладдя і прилади:
4 Порядок виконання лабораторної роботи
На основі певної частини геологічної карти будується геологічний розріз і стратиграфічна колонка. На геологічному розрізі індексами вказується вік кожного стратиграфічного комплексу і забарвлюється у відповідний колір.
Стратиграфічна колонка будується згідно вимог п. 2.5, де в умовних позначках вказується літологічна характеристика відкладів
5 Контроль засвоєного матеріалу
Література
Найважливіші геологічні і геоморфологічні терміни
А
Абразія – процес руйнування гірських порід хвилями і течіями у береговій зоні моря, озера чи водосховища.
Авгіт – породотворний мінерал, моноклінний піроксен, переважно магматичного походження.
Авлакоген – внутрішньоплатформова лінійна зона підвищенної тектонічної активності, що розсікає фундамент платформи вглиб до верхньої мантії.
Агат – смугаста різновидність халцедону (SiO2·H2O) із прошарками різного забарвлення.
Агломерат – розсипчасті скупчення різнорідних за формою уламків гірських порід і мінералів переважно вулканічного походження.
Агрегат – сукупність мінеральних зерен або їх зростань, що утворюють гірську породу або її частину.
Адсорбція – поглинання окремих компонентів із газових або рідинних сумішей на поверхні твердого тіла або рідини.
Аерозйомка – дистанційний метод вивчення об’єктів земної поверхні в різних областях із літаків або інших літальних апаратів.
Азбест – група волокнистих мінералів, які мають здатність розщеплюватися на тонкі згинні волокна.
Азимут – двогранний кут між площиною меридіана точки спостереження і вертикальною площиною, яка проходить в даному напрямку, що вираховується від північного напрямку по годинниковій стрілці від 0 до360°.
Азія – найбільша частина світу площею 30% всієї суші Землі, частина материка Євразія.
Акумулятивний берег – берег моря (озера), що формується під впливом процесів нагромадження морських або озерних наносів.
Акумулятивні форми рельєфу – форми рельєфу, що утворюються в результаті нагромадження пухких геологічних відкладів внаслідок дії різних геоморфологічних чинників і гравітаційних процесів.
Акумуляція – накопичення мінеральних речовин або органічних залишків на дні водойм і на поверхні суші.
Алевроліт – осадова зцементована гірська порода, що складається більш ніж на 50% із зерен алевролітової фракції (розмір 0,01-0,1 мм).
Алмаз – кристалічна поліморфна модифікація вуглецю (С), найтвердіший мінерал.
Алювіальні відклади – відклади, що формуються постійними водними потоками рік і ручаїв.
Альпійська складчастість – наймолодша за геологічним віком і одна з найбільш тектонічно активних планетарних деформацій земної кори.
Ангідритові породи – осадові галогенні гірські породи, що містять мінерал ангідрит CaSO4 разом з гіпсом, кальцитом, доломітом.
Америка – частина світу, утворена двома материками – Північною Америкою та Південною Америкою. Розташована у західній півкулі між Атлантичним і Тихим океанами.
Амфіболи – велика група породотворних мінералів класу силікатів багатьох вивержених і метаморфічних порід.
Андезит – дрібнозерниста магматична порода, утворена в процесі виверження вулканів при застиганні лави на денній поверхні або в надрах Землі недалеко від поверхні.
Анізотропія гірських порід – різні значення властивостей гірських порід в різних напрямках.
Аномальна пластова температура – різка змінена температури в межах локальних структур порівняно із фоновою температурою, характерною для відповідних пластів великих структурно–тектонічних елементів.
Аномальний пластовий тиск – тиск, який діє на флюїди, що містяться у поровому об’ємі породи, величина якого відрізняється від нормального (гідростатичного ) тиску.
Антарктида – південний полярний материк, який займає центральну частину південної полярної області Антарктиди. Майже повністю розташований в центрі Південного полярного кола.
Антекліза – велике склепінноподібне пологе підняття шарів земної кори в межах платформ.
Антикліналь - складка пластів гірських порід, звернута випуклістю вверх із заляганням більш давніх порід в ядрі.
Антиклінорій – великий і складно побудований комплекс складок шарів земної кори.
Антрацит – викопне вугілля найбільш високого ступеня вуглефікації (метаморфізму ).
Антропогенні форми рельєфу – нерівності земної поверхні, утворення або зміна яких пов’язана з діяльністю людини.
Апатит – мінерал класу фосфатів з формулою Ca5[PO4]3 (F, Cl, OH)2, типовий акцесорний мінерал розповсюджений в магматичних породах.
Ангідрит – безводний сульфат кальцію – CaSO4.
Аргіліт – осадова гірська порода, що утворюється в результаті ущільнення і дегідратації глин.
Аркозовий пісковик – грубозерниста гірська порода, яка являє собою продукт руйнування гранітів і гнейсів.
Арктика – область в центрі Північного полярного кола.
Артезіанський басейн – басейн підземних вод, пов’язаний із від’ємними геологічними структурами, який містить напірні пластові води.
Архей – найдавніший відрізок часу формування земної кори.
Астеносфера – шар пониженої в’язкості у верхній мантії Землі.
Астероїд – відносно мале тіло, яке обертається навколо Сонця.
Асфальт – в’язкий чорний бітум, що утворюється при вивітрюванні нафти.
Атлантичний океан – басейн Світового океану, обмежений на заході берегами Америки, на сході - Європи та Африки, на півдні – Антарктидою.
Атмосфера Землі – газова оболонка, яка огортає Землю і приймає участь в її добовому обертанні під дією сили тяжіння.
Атмосферний тиск – тиск атмосфери на всі предмети, що знаходяться в ній та на земну поверхню.
Атол - кільцеподібний кораловий острів, в середині якого знаходиться лагуна.
Африка – другий за величиною материк після Євразії.
Б
Багаторічна мерзлота – частина криолітозони, де породи мають від’ємну температуру і містять підземний лід.
Базальт – виливна вулканічна гірська порода основного складу з вмістом кремнезему до 53 %.
Базис денудації – рівень поверхні суші, нижче якого не проходить денудація і припиняється рух схилових відкладів.
Базис ерозії – поверхня поздовжнього профілю водного потоку, на рівні якої потік втрачає свою енергію і не може заглиблювати своє ложе.
Базисна поверхня – геометричне місце ліній стоку певного порядку.
Байкальська складчастість – сукупність тектонічних процесів, що наприкінці протерозою завершили розвиток тогочасних геосинкліналей.
Байрак – сухий яр, балка з древньою рослинністю у верхів’ях ерозійних форм рельєфу в місцевостях з глибоким базисом ерозії та добре розвинутими схилами.
Балка – форма рельєфу, яка являє собою ерозійну долину з пологими схилами і плескатим днищем без постійного водоконтакту.
Бар – підводна або надводна форма прибережно-морського рельєфу, що утворюється в результаті переміщення хвилями наносів у напрямку, перпендикулярному до загального напряму берегової лінії.
Баранячий лоб – скала, обточена і відшліфована льодовиком.
Барит – мінерал класу сульфатів, BaSO4. Складає конкреції в піщаних і глинистих осадках.
Басейни ріки – частина суходолу, з якого відбувається природний стік води у річку.
Батиграфічна крива – сумарна крива розподілу позначок глибин на поверхні Світового океану.
Батіальні відклади – океанічні і морські осадки, які відклалися на материковому схилі між неритовою та абісальною зонами в інтервалі глибин 200- 2500 м.
Батоліти – величезні інтрузивні тіла, складені гранітоїдами, що залягають серед осадових товщ, переважно в ядрах антикліноріїв.
Берегова зона – область взаємодії суші і водойми, яка складається із берега, берегової лінії і берегового схилу.
Береговий бар – піскова гряда, витягнута паралельно до берега і відокремлена від берега лагуною.
Біогенний осад – це осад, який утворився в результаті життєдіяльності різноманітних організмів.
Біотит – мінерал класу силікатів, збагачений залізом, породотворний мінерал магматичних і метаморфічних гірських порід.
Бітум – тверда суміш вуглеводнів чорного кольору, розчинна в дисульфіді вуглецю.
Бітумінозне вугілля – м’яке вугілля із вмістом С біля 80% і О – 10%.
Бентоніти – милоподібні глинисті породи з явно вираженими колоїдними властивостями.
Бентос – сукупність організмів, що населяють дно морських та прісноводних водойм.
Берегові форми рельєфу – комплекс форм рельєфу на межі моря і суходолу, які сформувалися в результаті взаємодії літосфери, гідросфери та біосфери за участю антропогенного фактору.
Біосфера - загальнопланетна оболонка, склад, будова та енергетика якої зумовлені минулою і сучасною діяльністю всієї сукупності живих організмів.
Блиск – властивість мінералу відбивати від своєї поверхні світлові промені.
Бокова морена-морена, яка утворюється по боках долини руху льодовика і складена необкатаними уламками гірських порід.
Боксит - основна алюмінієва руда, яка складена гідроксидами алюмінію.
Болотні відклади - відклади мінерального та органічного походження, що накопичуються у болотах.
Болото - ділянка земної поверхні з надмірним зволоженням, на якій зростає специфічна вологолюбна рослинність.
Бриз - вітер на берегах морів та великих водойм, що змінює напрям протягом доби.
Брекчія - крупноуламкова гірська порода, яка складається із зцементованих кутуватих уламків різних гірських порід розміром більше 10 мм.
Будини - невеликі лінзовидні блоки міцних гірських порід, відокремлені один від одного або розділені тонкими пережимами-шийками.
Буре вугілля-горюча корисна копалина рослинного походження низького ступеню вуглефікації, перехідна форма від торфу до кам’яного вугілля.
Бухта - мала затока або затокоподібне заглиблення в береговій лінії.
Валуни - крупні обкатані уламки і глиби гірських порід діаметром від 10 до 100 см.
Вапняки - осадові гірські породи, що складаються з кальциту.
Вапняковий карст - тип карсту, що розвивається у вапнякових відкладах.
Верхня мантія - геосфера, розташована між земною корою і нижньою мантією Землі.
Вибух - процес швидкого фізико-хімічного перетворення речовини, при якому виділяється енергія і виконується робота.
Вибухове руйнування - швидкоплинний процес розділення твердого середовища на окремі частини під впливом вибуху.
Вивітрювання - процес руйнування і зміни мінералів гірських порід під впливом фізичних, хімічних і біологічних процесів в умовах земної поверхні або поблизу неї.
Викид в атмосферу - викид речовини, що надходить в атмосферу з джерела її забруднення.
Висяча долина - долина, донна частина якої розміщена вище від донної частини головної долини, в яку вона впадає.
Висяче крило - пласт гірської породи, розміщений над площиною розмиву.
Висячий бік-маса гірських порід, розміщена над рудним тілом або жилою.
Випаровування-надходження в атмосферу водяної пари з поверхні вологого ґрунту, водойми, снігу, льоду, рослинного покриву.
Відновлення – процес видалення кисню із хімічних речовин.
Відслонення - відкритий вихід гірських порід певних розмірів на денну поверхню.
Вітер - рух повітря відносно земної поверхні внаслідок нерівномірного розподілу атмосферного тиску.
Включення - фрагмент більш древньої породи, що входить в більш молоду; включення газів, рідини і твердих частин в мінералах.
Води природні - сукупність всіх вод земної кулі у рідкому, твердому й пароподібному станах.
Водний режим - зміна в часі рівнів та об’ємів води в річках,озерах і болотах.
Водобійний колодець - велике заглиблення під водоспадом, видовбане падаючою водою.
Водобійний котел - виїмка циліндричної форми,яка утворюється біля порогів або водоспатів.
Вододіл - межа між басейнами суміжних водних систем.
Водозбірна площа - площа постачання водою артезіанського басейну.
Водозбірний басейн - річковий басейн або площа однієї річкової системи.
Водоносність ріки - кількість води, що переноситься водопотоком протягом року.
Водоспад - падіння води з уступу в річці водотоку.
Водоносний горизонт - проникна гірська порода або осад з вільною циркуляцією води.
Водопроникна порода - проникні гірські породи або осади,які мають пустоти, через які проходить вільно вода назовні.
Водотік - природний водний потік, який переміщується в напрямку схилу.
Врізна меандра - меандра, яка врізана в дно долини.
Вуглеводні - органічні сполуки, молекули яких складаються із атомів вуглицю і водню.
Вулкани - геологічні утворення, які виникли над каналами і тріщинами в земній корі, по яких проходить виверження на демну поверхню із глибинних магматичних джерел лави, горючих газів та уламків гірських порід.
Вулканічне озеро-озеро, улоговина якого має вулканічне походження.
Вулканічні гірські породи - гірські породи, пов’язані з вулканічною діяльністю.
Г
Габітус - зовнішня форма кристалів.
Габро - магматична різнозерниста гірська порода основного складу із вмістом кремнезему 44-55%.
Галеніт - мінерал класу моносульфідів (PbS).
Галечник - незцементована грубоуламкова осадова порода, в складі якої переважають обкатані уламки гірських порід або мінералів розміром 10-100 мм.
Галіт - мінерал класу хлоридів (NaCl).
Галургія - галузь науки і техніки по видобутку, збагаченню та комплексній переробці природних мінеральних солей.
Гама-промені – короткохвильове випромінювання, шо виникає при ядерному розпаді радіоактивних елементів.
Галька – уламки гірських порід розміром від 10 до100 мм, окатані в різній мірі текучими водами або морськими хвилями.
Гейзери – джерела, які періодично викидують гарячу воду і пару.
Гейзерит – променеві осадки, які формуються новколо гейзера.
Гематит – мінерал класу оксидів (Fe2O3)
Геодезична сітка – сукупність опорних геодезичних пунктів на земній поверхні, в яких у єдиній системі визначено координати і висоти над рівнем моря.
Геодезія – наука про визначення фігури, розмірів і гравітаційного поля Землі та про вимірювання об’єктів місцевості на її поверхні.
Геологічна карта – карта, на якій зображені виходи гірських порід і корисних копалин.
Геологічне середовище – багатокомпонентна динамічна система верхньої частини літосфери, яка знаходиться під впливом людини і визначає її діяльність.
Геологічні дослідження – дослідження геологічної будови території, складу та властивостей гірських порід і корисних копалин.
Геоморфологічна карта – карта, на якій зображено головні морфологічні риси рельєфу.
Геоморфологічне районування – поділ території на таксономічні одиниці різного рангу за особливостями рельєфу, які відображають характерні для нього морфологічні, морфометричні, морфогенетичні та історико-генетичні відмінності.
Геоморфологічні дослідження – вивчення походження закономірностей розвитку і поширення форм рельєфу.
Геоморфологія – наука про форми рельєфу поверхні Землі.
Геосинкліналь- лінійної, дугоподібної чи мозаїчної будови тектонічна структура, що характеризується інтенсивними контрастними вертикальними та горизонтальними рухами, значним розчленуванням поверхні, підвищеною проникністю земної кори, активним магматизмом і метаморфізмом.
Геосинклінальний етап- прогинання окремих регіонів, накопичення осадів, магматизм і метаморфізм.
Геосистема - сукупність взаємодіючих природних та штучних об'єктів.
Геотектонічний цикл - розвиток земної кори, який включає геосинклінальний, орогенний та платформенний етапи.
Геотермальна енергія - енергія, яка одержується за рахунок глибинного тепла Землі.
Геотермічний градієнт - величина зміни температури на 1°С з глибиною.
Геотермічна ступінь - це глибина, на якій при зануренні температура підвищується на 1 °С.
Геофізика - комплекс наук про фізичні властивості Землі та фізичні процеси, що відбуваються в її геосферах.
Геохімія - одна із галузей геології, яка вивчає хімічний склад Землі і процеси, які в ній відбуваються з позицій хімії.
Геохронологічна шкала - шкала послідовності формування та абсолютного віку гірських порід земної кори.
Геохронологія- вивчення історії Землі методом визначення відносного та абсолютного віку гірських порід та їх датування.
Герциніди - гірські складчасті споруди, що утворилися в герцинський етап тектоногенезу.
Герцинська складчастість - одна з найактивніших в історії Землі деформацій земної кори, що відбувалася з девонського до початку тріасового періоду.
Гетероатомні мінерали- мінерали, які складені двома і більше хімічними елементами.
Гирло річки - місце впадання ріки в море, озеро або іншу річку.
Гідравлічний градієнт - градієнт, обумовлений гідростатичним тиском.
Гідратація - взаємодія речовин з водою, при якій молекули води не руйнуються.
Гідрологія - наука, що вивчає природні води і виявляє закономірності їхнього формування, руху і розподілу.
Гідростатичний тиск - тиск води в будь-якій точці об'єму.
Гідросфера- водяна оболонка Землі.
Гіпоцентр- область (точка) виникнення землетрусу в земній корі.
Гіпс- осадова гірська порода, складена з мінералу гіпсу Ca[SO4]2H2O та ангідриту Ca[SO4]3 з домішками інших мінералів.
Гіпсовий карст - літологічний тип карсту, що виникає при розчиненні гіпсоангідритових порід підземними водами.
Гіпсометрія- метод відображення рельєфу на гіпсометричних та топографічних картах за допомогою горизонталей та кольорової шкали.
Гірнича справа - область діяльності людини по освоєнню надр Землі.
Гірська порода - асоціація (агрегат) мінералів, яка складає земну кору.
Глауконіт - мінерал класу шаруватих силікатів (KH3O)(Fe,Al,Mg)2[AlSi3O10].
Глауконітова глина - глина, яка складена в основному глауконітом.
Глауконітовий пісок - пісок з високим вмістом глауконіту.
Глини - незцементовані осадові гірські породи, що складаються головним чином з тонкодисперсних глинистих мінералів.
Глинистий сланець - тонкозерниста метаморфічна порода, складена глинистими мінералами.
Глинисті мінерали - тонкодисперсні мінерали, складені, в основному, слюдами і гідрослюдами.
Гнейс- метаморфічна порода, складена переважно кварцем, калієвим польовим шпатом, плагіоклазом і чорноколірними мінералами.
Гори - дуже підняті над прилеглими рівнинами ділянки земної поверхні, що характеризуються значним коливанням відносних висот і контрастним рельєфом.
Гороутворення - процес розвитку окремих ділянок земної кори, що завершуються утворенням гір.
Горст - блок земної кори, піднятий по площинах розломів по відношенню до бокових порід.
Горючі сланці - осадові гірські породи, що містять тугоплавку, дисперсну, рівномірно розподілену органічну речовину (5-40%), генетично пов'язану з мінеральною масою.
Грабен - форма тектонічного порушення гірських порід, при якому блок земної кори опущений по площинах розломів по відношенню до бокових порід.
Гравій - розсипчаста осадова гірська порода, яка складена із окатаних уламків гірських порід і різних мінералів діаметром 1-10 мм.
Гравітаційні процеси - процеси зміни поверхні Землі під дією сили тяжіння.
Гранати - мінерали підкласу острівних силікатів із загальною формулою R3+2R2+3[SiO4]3, де R+2-Ca,Mg,Fe,Mn, a R+3-Al,Fe,Cr.
Граніти - магматичні гірські породи із вмістом кремнезему більш як 64%.
Гранітизація - процес утворення граніту при метаморфізмі.
Грань - рівна поверхня на кристалах, яка відповідає плоскій сітці.
Грауваки - зцементована уламкова осадова порода сірого кольору, складена із уламків гранітів та інших гірських порід.
Графіт - мінерал, поліморфний різновид вуглецю зі структурою верствуватого типу.
Граніто-гнейс - повнокристалічна полосата або сланцювата гірська порода, по складу аналогічна граніту.
Грифон - раптовий прорив на поверхню флюїда, що рухається під високим тиском.
Грунт - багатокомпонентна, динамічна система, яка включає гірські породи, орні землі, техногенні утворення і є об'єктом інженерної діяльності.
Грязьовий потік - потік грязьової маси з більш крупними уламками гірських порід.
Грязьові вулкани - різні за формою геологічні утворення, з яких постійно або періодично викидуються на земну поверхню грязьові маси, горючі гази, тверді уламки тощо.
Гуано - пухкий осад, який утворився з екстрементів птиць та летючих мишей.
Гумусове вугілля - вугілля торф'яного походження- залишки наземної рослинності.
Густина - відношення ваги мінералу до його об'єму.
Д
Дайка - плоске тіло магматичної породи, яке проникло з глибини по тріщині і сформувалось у вміщуючих породах.
Дамба - природний або штучний насип, який розмежовує рух води.
Дарсі - одиниця проникності, яка використовується для оцінки фільтраційних властивостей гірської породи.
Дацит - ефузивна кисла гірська порода кайнотипного обліку.
Двійники - закономірні зростання обох і більше кристалів.
Дебіт - об'єм рідини або газу, який поступає в одиницю часу із природного або джерела.
Двійники - закономірні зростання двох і більше кристалів.
Делювіальні утворення - геологічні відклади,утворені акумуляцією продуктів вивітрювання гірських порід, змитих із схилів дощовими і талими водами.
Дельта - низовинна ділянка суходолу в гирлі ріки, розчленована рукавами і протоками.
Дендритовий - термін в мінералогії – деревовидний агрегат; в гідрогеології – деревовидна річкова система.
Денрит - мінеральний агрегат деревоподібної форми.
Денудаційна рівнина - вирівняна поверхня, що виникла в результаті руйнування височинного чи гірського рельєфу процесами денудації.
Денудація - сукупність процесів переміщення продуктів вивітрювання гірських порід з місць їхнього утворення.
Детрит - матеріал, який утворюється при вивітрюванні гірських порід.
Дефляція - руйнування поверхневого шару гірських порід і грунтів шляхом видування їх частинок та агрегатів.
Деформація - зміна відносного положення частинок порід, яка викликає зміну розмірів, об’єму, форми окремостей або ділянок масивів гірських порід.
Дзеркало грунтових вод - верхня границя зони насичення гірських порід і їх пустот водою.
Дзеркало сковзання - відполірована поверхня, яка утворилася від тертя при переміщенні окремих блоків.
Динамометаморфізм - метаморфізація порід під тиском.
Дислокації - порушення первісних форм, об’єму або місця залягання гірських порід.
Діагенез - сукупність природних процесів перетворення розсипчастих осадків на дні водних басейнів в осадочні гірські породи у верхній зоні земної кори.
Діапір - куполоподібна антиклінальна складка з інтенсивно зім’ятим ядром, яке зрізає крила складки і виникає за рахунок видавлювання знизу високопластичних порід.
Діастрофізм - сукупність рухів земної кори, яка призводить до вертикальних і горизонтальних переміщень гірських порід і складкоутворення.
Діатоміт - кремнистий осадок, який складений переважно скелетами діатомових водоростей.
Діорит - магматична інтрузивна порода, складена середніми плагіоклазами і залізомагнезіальними мінералами.
Доломіт - осадова карбонатна порода, яка складається з 95% і більше мінералу доломіту.
Долинний шлейф - довга вузька стрічка льодовикових осадків, яка формується нижче льодовикової морени.
Донна морена - морена, яка формується на поверхні корінних порід і має рівну поверхню.
Донні відклади - мінеральні та органічні частинки, які нагромаджуються на дні водосховища.
Дорогоцінне каміння - мінерали і гірські породи, які використовуються в ювелірному виробництві.
Дресва - розсипчасті продукти вивітрювання різних гірських порід, що складаються із неокатаних уламків розміром 1-10 мм.
Друза - зростки кристалів на загальній основі.
Друмлін - пагорб овальної форми, складений льодовиковими валунно-глинистими відкладами.
Дуніт - плутонічна ультраосновна гірська порода, яка майже повністю складається із високомагнезіального олівіну.
Дюна - пагорб піску, навіяний вітром на березі водойми, який має витягнуту форму.
Евапорити - утворення, що виникли на дні водойм в результаті випаровування насичених солями вод в умовах арідного клімату.
Евстатичний - підвищений або понижений рівень Світового океану, пов’язаний з таненням або накопиченням материкових льодовиків.
Екзогенні процеси - процеси, які проходять у верхніх шарах земної кори і на її границі із зовнішньою геосферою Землі.
Екліптика - площина, в якій лежить орбіта обертання Землі навколо Сонця.
Екструзивна порода - магматична ефузивна порода, яка утворюється при виливі лави на поверхню.
Екструзія - тип вулканічного виверження, при якому в’язка лава витискується на денну поверхню, утворюючи над гирлом вулкану куполи.
Елемент симетрії - допоміжні точки, лінії, площини, за допомогою яких виводиться симетрія.
Елювіальні утворення - комплекс різнорідних пухких відкладів, що формуються в результаті фізичного і хімічного вивітрювання корінних порід літосфери та залягають безпосередньо на місці утворення або трохи зміщені.
Еолові відклади - накопичення пухкого матеріалу, принесеного вітром (леси, піски).
Еон - підрозділ геохронологічної шкали, який відповідає великому і принципово відмінному від суміжного етапу геологічного розвитку Землі та біосфери.
Еонотема - велика одиниця загальної (міжнародної) стратиграфічної шкали.
Епігенез - вторинні процеси, які ведуть до будь-яких змін і новоутворень мінералів і гірських порід.
Епідот - породоутворний мінерал підкласу острівних силікатів.
Епіконтинентальне море - мілководне море, яке розміщується на континентальному схилі.
Епітаксичні зростки - закономірні зростки двох і більше кристалів різних мінералів.
Епіцентр - точка на поверхні Землі над гіпоцентром землетрусу.
Епоха геологічна - підрозділ геохронологічної шкали.
Епохи складчастості - епохи глобальних структурних перетворень, які повторювалися в історії Землі і спричинювали великі складчасті деформації її поверхні та перебудову рельєфу.
Епохи складчастості - епохи глобальних структурних перетворень, які повторювалися в історії Землі і спричинювали великі складчасті деформації іі поверхні та перебудову рельєфу.
Ера геологічна - крупний підрозділ геохронологічної шкали, який відповідає великому етапу розвитку літосфери та органічного світу.
Ератема - крупна одиниця загальної (міжнародної) стратиграфічної шкали, яка підпорядкована еонотемі.
Ерозійне розчленування - розвиток розчленованого рельєфу з глибокими ущелинами, горбами і долинами.
Ерозійний цикл - формування рельєфу від даної стадії (гірської) до стадії старіння (долинної).
Ерозійно-денудаційні форми рельєфу - форми рельєфу, утворені внаслідок дії денудації у період тривалого тектонічного спокою території на первинні ерозійні форми, що виникли під час переважаючих висхідних рухів.
Ерозія - процес розмивання або змивання грунтів і гірських порід водними потоками.
Естуарій - частина гирла ріки, яке у вигляді вузького заливу глибоко вдавлюється у межі суші.
Ефект Коріоліса - сила, яка виникає під впливом обертання Землі і яка сприяє відхиленню предметів або водних потоків, що рухаються на її поверхні.
Ефузивні гірські породи - вулканічні породи, що утворилися при застиганні магми на земній поверхні або на невеликій глибині в товщі земної кори.
Ефузія - вилив рідкої лави, яка утворює покриви і потоки, складені ефузивними гірськими породами.
Жеода - пустота в породі, заповнена кристалами, ріст яких проходив від її периферії до центру.
Жила - пластиноподібне геологічне тіло, утворене в результаті заповнення тріщини гірських порід мінеральною речовиною.
Жильні гірські породи - геологічні утворення, що виникли в результаті заповнення магматичним розплавом або мінеральною речовиною іншого генезису відкритих тріщин у земній корі або заміщення порід, що їх заповнюють.
Жолоб океанічний - вузькі і довгі, дещо вигнуті в плані глибоководні западини в периферійній частині океанів.
Забарвлення - характер взаємодії електромагнітних хвиль з електронами.
Заболочування суходолу - процес збільшення вологості грунту, що супроводиться зміною рослинного і тваринного світу.
Забруднення природного середовища - процес зміни складу і властивостей одної або декількох сфер Землі в результаті діяльності людини.
Закон актуалізму - правило, згідно якого зміни на Землі відбувалися повільно і під впливом тих процесів, які спостерігаються зараз.
Закон послідовності напластування - правило, яке стверджує, що більш молоді шари порід залягають на більш старих.
Залізні руди - природні мінеральні утворення із таким вмістом заліза, при якому його економічно доцільно вилучати.
Залізо - мінерал класу самородних елементів, Fe.
Залізо-марганцеві конкреції - автигенні мінеральні стяжіння гідроокислів заліза і марганцю на дні озер, морів та океанів.
Залягання гірських порід - положення, форма і взаємовідношення геологічних тіл в земній корі.
Замулювання озер - процес заповнення озерних улоговин наносами, які надходять з поверхневим стоком, а також утворюються у самих водоймах.
Зандри - форми льодовикового акумулятивного рельєфу, утворені потоками талих льодовикових вод біля краю льодовика.
Западина - від’ємна форма структури і поверхні Землі.
Запаси корисних копалин - кількість окремих видів корисних копалин у надрах, обчислена відповідно до діючих нормативних документів.
Заплава - частина дна річкової долини, що лежить вище меженого рівня води в ріці і періодично затоплюється під час повені.
Заплавне озеро- водойма в заплаві річок, що утворюється внаслідок відокремлення протоки або рукава від основного річища.
Заростання водойм - розвиток і відмирання у водоймах водяної рослинності, одна із стадій болотоутворення.
Затока - частина акваторії моря або океану, що заглиблюється в суходіл і має вільний водообмін з основним водним басейном.
Затоплена долина - долина, понизів’я якої заповнені морем і перетворилася в затоку або естуарій.
Здимання - видавлювання породи в гірську виробку, обумовлене дією гірського тиску.
Землетруси - коливання земної поверхні, пов’язані з підземними поштовхами, зумовленими раптовим вивільненням потенціальної енергії земних надр при тектонічних процесах.
Земля - третя від Сонця планета Сонячної системи.
Земна кора - верхня тверда оболонка Землі, обмежена знизу поверхнею Мохоровичича.
Зигзагоподібні гряди - пагорбкові підвищення гірських порід, які утворюються в процесі їх ерозії.
Злам - характер поверхні, яка утворюється при подрібненні мінералу.
Знаки рябі - сліди руху водних або повітряних на поверхні незатверділих осадків узбережжів різних водойм або на відкритій піщаній поверхні.
Золото - мінерал класу самородних елементів, Au.
Зсув - сповзання мас гірських порід вниз по схилу під впливом сили тяжіння.
Зсувні зони - території, геологічна будова і гідрогеологічні умови яких при наявності відповідних зовнішніх факторів можуть спричинювати виникнення зсувів.
Зсувні форми рельєфу - форми рельєфу, утворені в результаті зсувів на схилах річкових долин, балок, ярів та на берегах морів, озер, водосховищ.
Ідіоморфізм - здатність мінералів приймати при кристалізації певну, їм властиву кристалографічну форму.
Ідіохроматичне забарвлення - забарвлення, обумовлене певними особливостями хімічних елементів.
Ізогіпса - лінія, яка з’єднує точки з однаковою висотою по відношенню до рівня моря.
Ізоклінальна складка - складка з паралельними крилами.
Ізоморфізм - властивість хімічних елементів заміщувати один другого в кристалічній структурі.
Ізоморфний - подібний, однаковий за будовою, взаємнозамінний.
Ізопахіта - лінія на геологічних картах, яка з’єднує точки однакової товщини геологічних формацій або стратиграфічного підрозділу.
Ізосейста - уявна лінія на поверхні Землі, яка з’єднує точки з однаковою сейсмічною енергією.
Ізотерма - уявна лінія, яка з’єднує точки з однаковою температурою.
Ізотоп - атоми одного і того ж елемента, які мають різну атомну вагу внаслідок різної будови їх ядер.
Ізотопний вік - абсолютний вік мінералів і гірських порід, встановлений радіологічними методами.
Ізохрона - лінія, яка з’єднує точки однакового геологічного віку.
Інтрузивні гірські породи - магматичні гірські породи, що утворилися в результаті охолодження і затвердіння магматичних розплавів на глибині в умовах повільного застигання в земній корі.
Інтрузія - процес укорінення магматичних розплавів у тверду речовину літосфери Землі.
Інфільтрація - процес просочування атмосферних опадів і поверхневих вод в гірські породи по порах і тріщинах.
Іон - атом або група атомів, які мають певний заряд.
Іонний зв’зок - хімічний зв’язок, який відбувається за рахунок електростатичного притягання іонів.
Іоносфера - верхній шар атмосфери, в якому відбувається іонізація.
Ісландський шпат - прозора крупнокристалічна різновидність кальциту, важлива оптична сировина.
Кайнозойська ератема - найбільш молода ератема загальної стратиграфічної шкали шарів земної кори і відповідна їй новітня ера геологічної історії Землі.
Каледонська складчастість - епоха інтенсивного прояву тектонічних процесів у ранньому палеозої.
Калійні солі - група генетично пов’язаних легкорозчинних мінералів, що містять калій, часто разом з магнієм, натрієм та іншими лужними металами.
Кальдера - крупна вулканічна депресія, яка утворилася в результаті вибуху або просідання.
Кальцит - мінерал класу карбонатів з формулою СаСО3.
Кам’яна сіль - мінерал класу хлоритів (галіт, NaCl) та осадова гірська порода, що складається переважно із цього мінералу.
Кам’яне вугілля - викопне вугілля високого ступеня вуглефікації.
Ками - водно-льодовикові акумулятивні форми рельєфу у вигляді окремих горбів, коротких пасм, терас.
Каньйон - вузька, глибока долина з урвистими, крутими, іноді східчастими схилами і вузьким дном, яке часто повністю зайняте річищем.
Каньйони підводні - ерозійні форми рельєфу морського дна, що розсікають у поперечному напрямі підводну окраїну материка.
Каолін - глиниста гірська порода, що складається переважно з мінералу каолініту з домішками кварцу, гідрослюд тощо.
Кар’єр - сукупність виїмок в земній корі. утворених при видобутку корисних копалин відкритим способом.
Карбонат - сіль або мінерал. що включає радикал СО3.
Карбонатизація - хімічний процес, при якому відбувається окислення основ з утворенням карбонатів.
Кари – ерозійні форми рельєфу, утворені дією твердих осадків (льоду, снігу).
Каркасна структура - структура, в якій атоми, іони або молекули з’єднуються в окремі каркаси.
Карст - явища та процеси хімічного і, частково, механічного впливу поверхневих і підземних вод на розчинні гірські породи.
Карстова область - одиниця карстологічного районування, що її виділяють за літолого-стратиграфічними ознаками даної території.
Карстовий ландшафт - природно-територіальний комплекс областей поширення карсту.
Карстові відклади - геологічні відклади різного генезису, утворені в карстових формах-пастках.
Карстові води - підземні води, які формуються, містяться або рухаються в породах, що карстуються.
Карстові порожнини - підземні форми рельєфу, що виникають внаслідок карсту.
Карстові форми рельєфу - форми рельєфу, утворені в результаті дії води на розчинні гірські породи.
Карти геологічні - карти, відображають будову і розвиток земної кори та ресурси надр.
Карти геоорфологічні - один з видів карт тематичних, що відображають рельєф суходолу та морського дна за його морфологією, генезисом та віком.
Катагенез - сукупність процесів перетворення осадових гірських порід після їх виникнення із осадків в результаті діагенезу і до перетворення в метаморфічні гірські породи.
Кварц - один з основних породотворних і жильних мінералів, SiO2.
Кварцевий пісковик - пісковик з високим вмістом кварцу.
Кварцит - регіонально-метаморфізована гірська порода, складена в основному зернами кварцу.
Кисла гірська порода - магматична порода із вмістом кварцу 65%.
Кімберліт - масивна брекчієподібна гірська порода, складена із первинного повністю зміненого цементу і тонкозернистим агрегатом серпентина, кальцита тощо.
Кіновар - мінерал підкласу простих сульфітів, НgS.
Кінцева морена - рихлі відклади, які виносяться льодовиком за межі його розвитку.
Кларк - середній вміст хімічних елементів в земній корі.
Кластична порода - осадова порода, складена дрібними кутоватими уламками.
Кластичні осадки - розсипні відклади, складені дрібними кутоватими уламками.
Кліваж - система частих паралельних поверхонь сковзання в гірських породах, по яких породи легко роз’єднуються.
Клімат - багаторічний режим погоди, властивий даній місцевості.
Комета - небесне тіло невеликої маси, яке обертається навколо Сонця по дуже витягнутій орбіті.
Конгломерат - зцементована осадочна порода,складена окатаною галькою.
Конкреція - близький до кулеподібного мономінеральний агрегат, ріст кристалів в якому проходив від центру до периферії.
Контактовий метаморфізм - зміна гірських порід на контакті з магмою.
Континентальне підніжжя - пологий схил, який продовжується від більш крутого континентального схилу до океанічної абісальної рівнини.
Континентальний шельф - частина континенту, яка стискується з побережжям і занурена нижче від рівня води на глибину в середньому на 200 м.
Конус виносу - акумулятивна форма рельєфу, утворена при відкладанні уламкового матеріалу постійним або тимчасовим водотоком за рахунок зменшення його живої сили.
Конус осипу - акумулятивна форма рельєфу, утворена біля підніжжя схилів внаслідок осипання уламкового матеріалу за рахунок гравітаційних процесів, без участі водного потоку.
Кора вивітрювання - континентальна геологічна формація, утворена на земній поверхні в результаті зміни корінних гірських порід під впливом рідких і газоподібних атмосферних і біогенних агентів.
Коразія - механічна ерозія, яка відбувається під дією рухомих уламків гірських порід.
Коралові споруди - геологічні утворення, сформовані в результаті життєдіяльності колоніальних коралових поліпів і супутніх організмів.
Корисні копалини - природні мінеральні утворення в земній корі, які використовуються в народному господарстві безпосередньо або після попередньої обробки.
Корінна порода - тверда порода, не переміщена процесами денудації і більш давня по відношенні до породи рельєфу.
Корунд - мінерал класу оксидів, Al2O3.
Коса - акумулятивна форма рельєфу, що являє собою будь-яку смугу суходолу у прибережній частині моря, ріки, озера, яка одним краєм сполучена з берегом.
Крейда - осадова органогенна слабозцементована, тонкозерниста карбонатна гірська порода.
Крейдовий карст - різновидність карсту, що розвивається у крейдяних породах.
Кремінь - мінеральні утворення з тонкокристалічного або аморфного кремнезему.
Кремнисті породи - група осадових порід і вулканічно-осадових порід, які повністю або на 50% складаються із водного або вільного кремнезему.
Кристал - тверде тіло зі строго закономірним розташуванням атомів, іонів або молекул в просторі, які утворюють трьохмірну періодичну кристалічну решітку.
Кристалічні мінерали - мінерали, в яких фізичні властивості в паралельних напрямках однакові і різні в різних.
Крихкість - властивості мінералів подрібнюватись під впливом механічної дії.
Ксеноліт уламок інородної породи в будь-якій магматичній породі.
Ксеноморфні кристали - кристали в зернистому агрегаті без власної форми.
Куеста - денудаційна форма рельєфу з асиметричними схилами - довгим і похилим, згідним з падінням верств гірських порід, та крутим і коротким, що зрізає ці верстви.
Купол - антикліналь ізометричної форми з падінням крил від центру, в якій довжина дорівнює ширині або не перевищує її більше, ніж у 2 рази.
Куруми - рухомі скупчення дресвяно-щебенисто-глибового матеріалу на схилах різної крутизни (3-45), складеними переважно скальними породами.
Лабрадор - мінерал групи польових шпатів, основний плагіоклаз складу An50– An70 (An – анортит).
Лабрадорит - анартозит-лейкократова різновидність габро, складена в основному лабрадором.
Лава - рідинний розплав гірської породи, вилитої на земну поверхню під час вулканічних вивержень.
Лавина - маса снігу або льоду, яка зривається з гірських схилів і рухається з великою швидкістю вниз.
Лавовий конус - вулканічний пояс, який утворився із лави.
Лавразія - гіпотетичний суперконтинент, який об’єднував материки і частини світу північної півкулі.
Лагуна - полоса спокійної води між берегом і береговим баром.
Лагунні відклади - осадки піщаних, алевритових, глинистих і глинисто-карбонатних намулів, збагачених органічною речовиною.
Лаколіт - форма залягання магматичних гірських порід, утворена на невеликій глибині від земної поверхні при проникненні магми між шари осадових порід.
Лапілі - вулканічні викиди овальної форми розміром від 4 до 35 мм в поперечнику.
Латерит - залишковий продукт вивітрювання в жаркому і вологому кліматі , складений гідроксидами Al і Fe.
Легенда - умовні позначення на геологічних картах.
Лежача складка - складка, в якої осьова площина розміщена майже горизонтально.
Лежаче крило - крило складки, яке розміщене в горизонтальному положенні.
Лежачий бік - маса гірських порід, яка розміщена нижче від жили або рудного тіла.
Лепидоліт - мінерал підкласу слоїстих силікатів (групи слюд).
Лес - континентальна осадова гірська порода світло-жовтого або палевого кольору розміром зерен 0,01-0,05 мм.
Лесовидні відклади - суглинки і супізи алювіального, делювіального, еолового, соліфлюкційного та ін. походження, які за формою і складом подібні до лесу.
Лиман - витягнута мілководна затока при затопленні морем пригирлової частини річкової долини.
Лимоніт - мінерал класу гідроксидів з формулою FeO(OH).
Липарит - тонкозернистий ефузивний аналог граніту.
Лігніт - низькосортне вугілля коричневого кольору, яке нагадує деревину.
Лінза - геологічне тіло чечевицеподібної форми, яке виклинюється в усіх напрямках.
Лінія простягання - лінія перетину горизонтальної площини з поверхнею пласта.
Літифікація - сукупність процесів, в результаті яких пухкі осадки перетворюються у щільну осадову породу.
Літологічна карта - карта, на якій зображено особливості територіального розподілу гірських порід.
Літоральна зона - зона, яка протягується вздовж берега і розташована між середнім рівнем високого і низького припливів.
Літосфера - верхня частина твердої оболонки Землі, яка розміщена над астеносферою і охоплює верхню мантію.
Ложе океану- велика планетарна мегаструктура, яка представляє все океанічне дно, обмежене активними і пасивними континентальними окраїнами.
Лополіт - велике чашоподібне інтрузивне тіло, яке має внизу підвідний канал.
Льодовик - потік льоду атмосферного походження.
Льодовикові відклади - комплекс відкладів, що утворилися внаслідок взаємодії льодовика та його талих вод з породами субстракту льодовикого ложа.
Льодовикові форми рельєфу -форми рельєфу, утворені в результаті процесів, пов’язаних з материковим або гірським зледеніннями.
Льодохід - рух крижин і льодових полів на річках і водоймах під впливом течії або вітру.
Магма - вогняно-рідинний розплав гірських порід, який розкристалізовується на глибині в закритій термодинамічній системі.
Магматичні гірські породи - породи, що утворились в результаті охолодження і затвердіння магматичних розплавів у земній корі або на поверхні Землі.
Магматична диференціація процес, при якому із магми в результаті диференціації виділяються послідовно різні породи.
Магнезит - мінерал класу карбонатів з формулою MgCO3.
Магнетит - мінерал підкласу складних оксидів Fe2+Fe23+ O4.
Магнієві солі- група генетично пов’язаних легкорозчинних мінералів, що містять магній.
Магнітне поле Землі - силове поле, що є сумою головного, зовнішнього і аномального полів, зумовлених джерелами різної природи, що перебувають у земній кулі і в навколишньому просторі.
Магнітність - властивість мінералу взаємодіяти з магнітним полем.
Магнітосфера частина космічного простору, в якій діє магнітне поле Землі.
Малахіт - мінерал, основний карбонат міді, Cu2(OH)2[CO3].
Мантія Землі - геосфера, розташована між земною корою і ядром.
Мармур - повнокристалічна метаморфічна карбонатна гірська порода, утворена в процесі перекристалізації вапняка.
Масив гірських порід - ділянка земної кори, яка характеризується загальними умовами утворення і певними інженерно-геологічними властивостями порід, що його складають.
Меандри - коліноподібні вигини річища рівнинної ріки, радіус кривизни яких визначається водністю та швидкістю течії водного потоку.
Мезозойська ератема - середній великий підрозділ фанерозою, що слідує за палеозоєм і наступною кайнозойською ератемою.
Мергель - осадова глинисто-карбонатна гірська порода щільної землистості, іноді шаруватої текстури.
Мерзла порода - порода, яка містить у собі лід і має від’ємну температуру.
Метагенез - сукупність природніх процесів перетворення осадових гірських порід при зануренні їх у більш глибокі горизонти літосфери в умовах підвищення тиску і температури.
Метаморфізм- зміна осадових і магматичних порід, в результаті якої вони перетворюються в метаморфічні породи при дії глибинних природних факторів.
Метеор - уламок космічної речовини, який рухається за межами впливу атмосфери.
Метеорит - уламок космічної речовини, який пройшов через атмосферний шар і випав на Землю.
Міграція - процес пересування з одного місця на інше.
Мінерал - фізично і хімічно індивідуалізоване тверде тіло, відносно однорідне за складом і властивостями, яке виникло як продукт природних фізико-хімічних процесів в надрах Землі або на її поверхні.
Моласи - комплекс переважно грубоуламкових порід, який виповнює краєві і міжгірські прогини в результаті нагромадження матеріалу знесеного з гірських споруд на заключній стадії розвитку складчастих систем.
Монокліналь- форма залягання шарів гірських порід, яка характеризується похилим нахилом в одну сторону.
Мооса шкала- десятибальна шкала відносної твердості мінералів.
Морена - скупчення невідсортованого уламкового матеріалу, перенесеного або відкладеного льодовиками.
Морозне розтріскування - утворення і ріст тріщин при пониженні температури гірських порід нижче 0 оС.
Морські відклади -донні осадки сучасних і давніх морів та океанів Землі.
Мульда - полога синклінальна складка або тектонічна западина, що має коритоподібну форму в профілі або овальну в плані.
Мусковіт - мінерал класу силікатів шаруватої структури, KАl2(OH,F)2[AlSi3O10].
Мутні потоки - природні течії в морях та океанах, які характеризуються підвищеною густиною.
Н
Навколишнє середовище – середовище життя та діяльності людини.
Надра – природне середовище в межах країни, розташоване під земною поверхнею, а також виходи родовищ корисних копалин на земну поверхню.
Накат – накатування води прибійною хвилею на прибережну зону.
Наноси – верхня частина осадових відкладів, які залягають на корінних породах.
Напірні води – підземні води, що знаходяться під тиском, який значно перевищує атмосферний, і пов’язані з водоносним горизонтом, який залягає між водоупорними пластами в межах відносно великих геологічних структур.
Насув – розривне порушення залягання гірських порід з пологим (45-60º) нахилом площини зміщення, по якому висячий блок піднятий відносно лежачого і насунутий на нього.
Натрієва селітра – мінерал класу нітратів, NaNO3.
Нафта – природна масляниста горюча рідина, що складається з вуглеводів з домішкою сірчаних, азотних, кисневих та металоорганічних сполук.
Некк – стовпоподібне геологічне тіло, яке являє собою виповнення жерла вулкану еруптивним матеріалом (лава, туфи, вулканічні брекчії тощо).
Неотектонічні рухи – рух земної кори на сучасному етапі її розвитку.
Непроникні породи – породи, які не пропускають воду, нафту, газ та інші рідини і газові компоненти.
Неритова зона – область морського дна від лінії відливу до глибини 120-180 м.
Неузгодження – залягання декількох різновікових пластів гірських порід, між якими наявна ерозійна границя розділу.
Низовина – ділянка суходолу значного розміру з абсолютною висотою до 200 м над рівнем моря.
Нівелювання – визначення висот різних точок, ліній та площин відносно певних вихідних точок, ліній та площин.
Обвальні процеси – схилові гравітаційні процеси, що проявляються в осипанні частини гірських порід масиву.
Об’єм стоку – кількість води, що протікає через створ водотоку за певний час.
Обсидіан – чорне, темно-сіре, коричневе вулканічне скло.
Озерні відклади – мінеральні та органічні речовини уламкового, хемогенного та органогенного походження.
Озерний вал – гряда, що складена піском, галькою, валунами, яка протягується паралельно до берега озера.
Озеро – природна водойма у заглибленні земної кори із сповільненим водообміном і відсутністю зв’язку із Світовим океаном.
Озокерит – органогенна гірська порода, горюча корисна копалина нафтового ряду.
Окатаність – ступінь згладженості початкових ребер уламків гірських порід або мінералів при екзогенних процесах.
Океанічні відклади – осадочні утворення, які виникають на дні океану.
Океанічні течії – циркуляція океанічної води.
Океанічні хребти – лінійно витягнуті підняття, розташовані на дні океанів протяжністю в тисячі км, шириною сотні км і висотою 1-3 км.
Окремнення – процес збагачення гірських порід кремнеземом.
Окремість мінералів - розколювання мінералів не по площинах спайності.
Окське зледеніння – покривне зледеніння у ранньому плейстоцені.
Олівін – мінерал класу силікатів (Mg,Fe)2[SiO4].
Омолодження ріки – процес відновлення ерозійної діяльності ріки.
Ооліти – шаровидні або еліпсоїдальні утворення із вуглекислого вапна, оксидів і силікатів.
Опал – мінерал, аморфний оксид кремнію із вмістом молекулярної води (0,4 – 28 %), SiO2·nH2O
Опока – мікропориста кремниста осадова порода, складена аморфним кремнеземом (до 98%) з домішками глинистої речовини, скелетних частин організмів, мінеральних зерен.
Орбіта – траєкторія, по якій рухається одно небесне тіло по відношенню до іншого.
Органічна речовина – комплекс сполук, які виникли прямо або побічно із живої речовини або продуктів її життєдіяльності.
Органогенні гірські породи – осадові гірські породи, які складаються із залишків тварин і рослин та продуктів їх життєдіяльності.
Ордовицька система – комплекс відкладів, що утворилися протягом ордовицького періоду.
Орогенез – процес складкоутворення, який супроводжується формуванням гірських хребтів.
Ортоклаз – мінерал класу силікатів, K[AlSi3O8].
Осадовий чохол – верхній структурний поверх платформи, складений переважно осадовими гірськими породами фанерозойського віку.
Осадові гірські породи – породи, що утворилися у верхній частині літосфери внаслідок механічного і хімічного руйнування, перенесення і перевідкладання давніших порід різного походження.
Основна порода – інтрузивна магматична порода, в якій вміст SiO2 коливається в межах 52-65%.
Острівна структура – атоми, іони та молекули з’єднується в окремі групи – "острови".
Острівні дуги – ланцюг вулканічних островів, які протягуються по окраїнах океанів і відділяють океани від краєвих морів.
Падіння пласта – найбільший нахил пласта, який визначається відносно горизонтальної площини і меридіана місцевості.
Палеогенова система – відклади, що утворилися протягом палеогенового періоду, підрозділ загальної стратиграфічної шкали.
Палеозой – етап геологічної історії Землі, перша ера фанерозою.
Пангея – суперконтинент, який об’єднував всі сучасні континенти.
Пегматит – різнозерниста, дуже грубозерниста гірська порода, що залягає у вигляді тіл неправильної форми, які мають такий же мінералогічний склад, що й материнська порода.
Пемза – пориста (60-70%) різновидність кислого вулканічного скла.
Пенеплен – поверхня суші, зрізана ерозією і перетворена в рівнину або в слабогорбисту область.
Пенепленізація – процес вирівнювання гірських систем під дією механічних і хімічних факторів.
Перекат – мілководна ділянка річища, яка має вигляд валу, що перетинає річище під кутом 20-30º.
Перекристалізація – утворення нових мінералів при метаморфізмі або нових кристалів в інших умовах.
Пересип – низька і вузька смуга суходолу, що відокремлює від моря затоку будь-якого походження.
Пересихаюча річка – ріка, в якій вода знаходиться тільки в окремі періоди року.
Перехідна зона – зона між геосинклінальними і платформовими областями.
Перехоплення ріки – перехоплення верхової частини ріки іншою в результаті підняття базису ерозії.
Перидотит – ультраосновна інтрузивна магматична порода, складена в основному олівіном.
Перла – вапнякове утворення кулеподібної або неправильної форми, яке розвивається в тілі деяких молюсків
Перліт – вулканічне скло з багаточисельними концентричними пустотами, які утворилися при застиганні лави.
Печера – природна підземна пустота, яка з’єднується з поверхнею Землі одним або декількома отворами.
Пилова буря – природне явище, яке виникає при посушливій погоді та сильних вітрах і супроводжується розсіюванням сухого шару ґрунту, піску та пилу.
Підземні води – води, які знаходяться в товщах гірських порід верхньої частини земної кори в рідкому, твердому і пароподібному станах.
Підкид – зміщення гірських порід по розлому, пов’язане з підняттям одного блоку земної кори відносно другого.
Пірит – мінерал класу моносульфідів, FeS2.
Піроелектрика – виникнення в кристалі електричного струму при його нагріванні.
Пірокластичний матеріал – різновеликий уламковий вулканічний матеріал, який викидається при вулканічних вибухах.
Піроксени – залізо-магнезіальні ланцюжкові силікати з аніонним радикалом [Si2O6]4-.
Піроліти – комплекс ультраосновних магматичних порід мантії Землі.
Піски – дрібноуламкові розсипчасті осадові гірські породи або сучасні осадки.
Пісковик – уламкова гірська порода, що виникла в результаті цементації піску.
Плавні – надмірно зволожені, часто заболочені ділянки заплав.
Плагіоклази – Na-Ca мінерали з групи польових шпатів каркасної структури, Na[AlSi3O8]Ca[AlSi2O8].
Пласт – геологічне тіло, яке має плоску форму, при якій його товщина у багато разів менша від розмірів площі його розповсюдження, має однорідні ознаки і обмежене більше або менше двома паралельними поверхнями.
Пластична деформація – зміна форми твердого тіла (мінералу, породи) без його подрібнення.
Пластичність – властивість мінералів деформуватися без утворення тріщин.
Пластова температура – параметр пласта, який характеризує його стан.
Пластовий тиск – тиск, який пластові флюїди здійснюють на вміщуючі породи.
Платформа – велика ділянка континентальної земної кори з досить плоскою поверхнею і двоповерховою будовою.
Платформовий чохол – верхні осадові відклади платформи, які формуються на кристалічному фундаменті.
Плитчастість – властивість гірської породи розколюватись на плитки по близько розміщених ослаблених площинах.
Площина напластування – плоска поверхня, яка розділяє шари або пласти осадових гірських порід.
Площинна ерозія – ерозія, яка відбувається під впливом широкого потоку води.
Пляжні виступи – осадки піску і гальки, які у вигляді окремих гряд повернуті гострим кінцем в сторону водойми.
Поверхневий стік – стікання води по ріках та інших потоках, які течуть по земній поверхні.
Поверхні розділу – границі всередині Землі, на яких відбувається різка зміна швидкості сейсмічних хвиль.
Поверхня Мохоровичича – поверхня сейсмічного розділу на границі земної кори і верхньої мантії.
Поверхня скочування – крутий схил піщаної дюни, по якому з підвітрової сторони відбувається скачування піщинок.
Повзучість – невелика безперервна пластична деформація гірських порід під впливом постійного навантаження або механічної напруги.
Повздовжній профіль ріки – графічне зображення поздовжнього розрізу річища по лінії фарватеру або по середній лінії водної поверхні у період межені.
Покрив вулканічний – маса лави, що широко розповсюдилась в усі сторони.
Покрив тектонічний – пологий насув одних мас гірських порід на інші з перекриттям першими других по субгоризонтальній або пологохвилястій поверхні на великій площі та амплітудою переміщення в десятки-перші сотні км.
Покришка – комплекс порід із надзвичайно низькими значеннями проникності, що перекриває продуктивний колектор і перешкоджає руйнуванню покладу.
Польє – карстова форма рельєфу у вигляді замкнутої плоскодонної улоговини з крутими бортами.
Польові шпати – група мінералів класу силікатів з каркасною структурою K-Na i Na-Ca складу.
Пористість – величина пустотного простору в породі або ґрунті, виражена в процентах.
Порода гірська – агрегат мінералів з певною структурою і текстурою, який утворився в результаті геологічних процесів.
Породотворні мінерали – мінерали, які складають гірські породи земної кори, а також порода Місяця і метеоритів.
Прогин тектонічний – лінійна зона опускання консолідованої земної кори, яка заповнена потужною товщею осадових, а місцями вулканогенних порід.
Пролювій – розсипчасті утворення, що являють собою продукти руйнування гірських порід, які виносяться тимчасовими водними потоками до підніжжя височин.
Проникність – здатність гірських порід пропускати через себе рідини і гази при гідростатичних тисках.
Просідання гірських порід – зменшення об’єму гірських порід при їх зволоженні.
Протерозой – давній етап формування земної кори, верхній з двох підрозділів криптозою.
Профіль рівноваги – базисна лінія, нижче якої не може проходити подальше заглиблення ріки.
Прошарок – тонкий шар гірської породи, що має підпорядковане значення в стратиграфічному розрізі.
Псевдохроматичне забарвлення – обумовлене інтерференцією світлових променів в кристалічній структурі.
Пуста порода – порода, в якій відсутні цінні мінерали.
Пустеля – область з малою кількістю атмосферних опадів і пригніченою рослинністю.
Радіоактивність – здатність до радіоактивного випромінювання гірських порід, які містять мінерали радіоактивних елементів.
Радіолярієвий мул – кременистий мул, складений скелетами радіолярій, накопичених на дні глибоководних областей океану.
Ракушняк – вапняк, складений переважно із раковин, морських тварин та їх уламків.
Регіональний метаморфізм – метаморфізм гірських порід, який охоплює великі регіони.
Реголіт – шар пухкої маси уламків мінералів і гірських порід, який залягає над монолітними корінними породами.
Регресія – повільне відступання моря від берегів, яке проходить в наслідок підняття суші, опускання дна моря та зменшення об’єму води.
Реліктова вода – вода, яка збереглася в порах і тріщинах гірської породи з часу її утворення.
Рельєф – сукупність нерівностей (форм) земної поверхні, що утворюються на межі літосфери з атмосферою і гідросферою.
Рифей – відрізок часу формування земної кори, що охоплює більшу частину пізнього протерозою.
Рифи – різкі надводні або підводні підвищення морського дна на мілководді.
Рифт – лінійна глибинна геологічна структура, обмежена скидами.
Рифтова долина – долина, яка утворилася в результаті опускання блоку Землі між двома паралельними розломами.
Рифтовий атол – кільцевий кораловий риф, середина якого заповнена водою.
Рівнини – відносно рівні ділянки земної поверхні, часто значної площі, із невеликим (до 200 м) коливанням висот і малим (до 5°) нахилом.
Ріка – природний водний потік, що тече у виробленому ним річищі і живиться за рахунок стоку з площі свого водозбору.
Річище – найнижча ділянка річкової долини, по якій тече водний потік.
Річкова система – сукупність всіх річок у межах даного річкового басейну.
Річкові відклади – відклади річкових русел, заплавин, стариць, боліт, річкових дюн.
Рогова обманка – породотвірний мінерал групи амфіболів.
Роговик – щільна тонкозерниста метаморфічна порода, яка утворюється при контактному метаморфізмі, при температурі більше 600 °С.
Розломи – найбільш великі тектонічні розриви.
Розмокання – втрата гірськими породами зв’язаності при їх зволоженні.
Розріз – зображення в певному масштабі пласта, виробок в проекції на січну площину.
Розсипи – скупчення розсипчастого або зцементованого уламкового матеріалу, який містить у вигляді зерен, їх уламків або агрегатів ті або інші цінні розсипотворні матеріали.
Розсоли – природні або штучні водні розчини із концентрацією солей більшою 50 г/л (за В.І.Вернадським).
Розсування – вид розривних тектонічних порушень Земної кори, який виник в обстановці його розтягання і виражений у розсуванні одних її блоків від інших.
Розчинність – здатність гірських порід утворювати із іншими речовинами однорідні системи, в яких розчинена речовина міститься у вигляді атомів, молекул або іонів.
Рубін – мінерал, прозора речовина різновидність корунду.
Руда – природна мінеральна сировина, яка містить метали або їх сполуки в кількості і у вигляді, здатному для їх промислового використання.
Руслові утворення - рухомі і статичні форми руслового рельєфу, які виникли в результаті наносів або розмиву ложа річки.
Рутил – мінерал класу оксидів, найбільш розповсюджена поліморфна модифікація.
Рухливий пояс – видовжена, досить широка ділянка земної кори, у межах якої історико-геологічними методами встановлено тривалі давні і сучасні рухи значної швидкості та амплітуди.
Самовиливна свердловина - свердловина, із якої проходить самовилив води або нафти.
Самородний елемент – елемент, який зустрічається в природі в елементарному стані.
Сапропіль – намулові відклади прісних континентальних водойм, які містять більше 15 % органічної речовини.
Сапфір – мінерал, прозорий різновидність корунду будь-якого кольору, крім червоного
Світа геологічна – основна таксономічна одиниця місцевих стратиграфічних підрозділів.
Світлозаломлення – відхилення світлового проміння від первинного напрямку.
Світовий океан – безперервна водна оболонка земної кори, що оточує материки та острови.
Седиментогенез – стадія утворення осаду.
Сейсмічна хвиля - пружна деформація на поверхні Землі або в її надрах, яка поширюється із високою швидкістю.
Секреція – мінеральний агрегат, ріст якого відбувається від периферії до центру.
Селеві басейни – водозбори, де утворюються селеві потоки.
Сель – раптові водні потоки з високим вмістом твердого матеріалу, які виникають в гірських районах, де є великі запаси розсипчастого уламкового матеріалу, під час дощів, при інтенсивному таненні снігу і льоду, а також при прориві завальних озер.
Серединна морена – вал льодовикових наносів, який утворюється в результаті злипання бокових морен двох долинних льодовиків, які з’єднуються між собою.
Серединний масив – відносно стійка глиба континентальної кори, більш давньої, ніж кора рухомого, геосинклінального пояса, внутрі якого розташована ця глиба.
Серединно-океанічний хребет – підводне підняття ложа океану в зонах активного розсуву літосферних плит і новоутворення океанічної кори
Середня порода - інтрузивна магматична порода, в якій вміст SiO2 в межах 55-56 %.
Серпентин – група мінералів підкласу слоїстих силікатів, що поєднує різні структурні модифікації і політипи складу Mg3[ Si2O5](OH).
Сидерит – мінерал, карбонат заліза, FeCO3.
Сила землетрусу – величина, яка використовується для вимірів збитків при землетрусах.
Силікати природні – клас мінералів, солей кремнієвої, ізо – та гетерополікремнієвої кислот.
Сильвін – мінерал класу хлоридів, КСl.
Сильвініт – осадова гірська порода, що відноситься до групи соляних порід і представляє собою щільний агрегат кристалів сильвіну, галіту, карналіту та інших геологічних і сульфатних мінералів.
Симетрія – властивість фізичних тіл повторювати свої аналогічні частини.
Сингонія кристалів – сукупність кристалів, елементарні комірки яких характеризуються однаковою симетрією і кристалографічною системою осей координат.
Синекліза – крупна западина в межах континентальної платформи, переважно овальної або заокругленої форми.
Синкліналь – вид складчастих вигинів шарів земної кори, характерний вигнутою формою, нахилом шарів до осі і заляганням більш молодих шарів в осьовій частині, а більш давніх на крилах.
Синклінорій – крупна регіональна структура синклінальної будови, що ускладнюється меншими складками.
Сієніт – інтрузивна повнокристалічна порода, безкварцева, з високим вмістом лужних польових шпатів (60-90 %) і темноколірних мінералів (10-20 %).
Сіл – пластоподібне тіло інтрузивних гірських порід, яке залягає узгоджено із напластуванням вміщуючих осадових або метаморфічних порід.
Скарни – високотемпературна контактово-метасоматична гірська порода, яка складається із специфічних вапнякових або магнезіально-залізистих силікатів.
Складки – згини шарів гірських порід переважно із чергуванням випуклих і ввігнутих форм.
Склепіння тектонічне – крупне пологе склепінноподібне підняття шарів в межах континентальних платформ.
Сланці – метаморфічні гірські породи, які характеризуються зорієнтованим розташуванням породотворних мінералів і здатністю розколюватися на тонкі пластини або плитки.
Сланцюватість – здатність гірських порід відносно легко розколюватися при ударі паралельно певній площині.
Слюда – мінерал шаруватої структури з досконалою і дуже досконалою спайністю.
Соляний карст – карстові процеси і форми рельєфу, що розвиваються у товщах кам’яної солі.
Соляний купол – куполоподібна підземна структура, яка виникає під час підняття у верхні горизонти циліндричного соляного тіла
Спайність – властивість мінералів розколюватися по площинах спайності, які відповідають можливим граням кристалу.
Сталагміти – мінеральні натічні утворення на дні карстових порожнин.
Сталагнати – мінеральні натічні утворення у вигляді колон у карстових порожнинах.
Сталактити – мінеральні натічні утворення на склепіннях і верхніх частинах стінок карстових порожнин.
Стариця – старе, залишене рікою річище.
Стовпчаста окремість – вертикальна тріщинуватість в магматичних породах, яка утворюється при їх застиганні.
Столова гора – низька гора або гірський масив з плоскою вершиною.
Стратиграфічна колонка – зображення послідовності залягання гірських порід.
Стратиграфічна шкала – шкала, яка показує послідовність утворення порід земної кори, відображає етапи її геологічного розвитку.
Стратовулкани – вулкани, конуси яких складені почерговими потоками затверділої лави і пірокластичними породами.
Стратосфера – постійно холодна і суха оболонка атмосфери, розміщена на висоті понад 10 км над рівнем моря.
Структура гірських порід – характеристика ступені кристалічності гірських порід, яка залежить від розміру і форми складових їх мінеральних зерен, їх взаємовідношення одного з другим і з вулканічним склом.
Субдукція – процес плавлення зануреної в астеносферу океанічної кори, в результаті чого легкі алюмосилікати піднімаються вверх, формуючи інтрузії та діючі вулкани.
Суглинки – тонкоуламкові континентальні осадові гірські породи або осадки.
Суфозія – вилуговування розчинних солей з наступним вимиванням дрібних мінеральних частинок гірських порід і ґрунтів водами, що рухаються.
Сфероліт – концентрично-зональний кулькоподібний агрегат з радіально-променевою будовою.
Схилове болото – болото, утворене на схилі біля виходу джерела або вздовж струмка.
Т
Тайфун - циклон в західних тропічних областях Тихого океану.
Талик - товща талих і незамерзлих порід, розповсюджена з поверхні або нижче шару сезонного промерзання та існує більше одного року.
Тальк - мінерал підкласу шаруватих силікатів, Mg3 [ Si4 O10](OH)2.
Тафтогенез - процес розчленування земної кори на блоки в умовах розтягання з утворенням крупних грабенів.
Твердість мінералу - опір мінералу зовнішньому механічного впливу іншого більш твердого тіла.
Текстура гірських порід - характеристика ступеню та особливостей неоднорідності гірських порід, яка проявляється у формі взаємного розташування й орієнтування мінеральних агрегатів або скловатних складових частин.
Тектоніка - наука про будову, рухи, деформації і розвиток земної у зв’язку із розвитком Землі.
Тектоніка плит – модель Землі, яка пояснює формування, її поверхні за рахунок руху літосферних плит.
Тектонічна брекчія - подрібнений матеріал гірських порід в зонах розломів в результаті рухів земної кори.
Тектонічний блок - блок гірських порід, обмежений площинами тектонічних розривів.
Тектонічний покрив - крупне тіло гірських порід, пересунуте на велику відстань від свого первинного положення в результаті тектонічного насуву або утворення лежачих складок.
Тектонічні рухи - сукупність рухів земної кори, що призводять до вертикальних і горизонтальних переміщень окремих блоків в земній корі й деформації гірських порід.
Теплове розширення - властивість мінералу збільшувати свій об’єм при нагріванні.
Тепловий потік - потік тепла, що поступає з надр Землі до денної поверхні.
Теплопровідність - швидкість поширення теплоти в мінералах та гірських породах.
Тераса - рівна, близька до горизонтальної поверхня, обмежена крутим уступом і складена алювіальними наносами або корінними відкладами.
Терикон - конічний відвал пустої породи у вигляді конусоподібного горба.
Теригенні відклади - уламкові осадки й уламкові гірські породи, що складаються із знесених з суші уламків гірських порід і мінеральних зерен.
Теніс - океан, що розділяв в мезозої і ранньому кайнозої континентальні маси Лавразії і Гондвани.
Техногенна кора вивітрювання - просторово витримана і генетично відокремлена континентальна геологічна формація, що утворилася в результаті спрямованої діяльності людини.
Торф - органогенна гірська порода, утворена під водою при нестачі кисню з відмерлих і не повністю розкладених залишків рослин сучасних боліт, з домішкою до 50% мінеральних компонентів.
Торф’яне болото – болото або зволожена ділянка покриті торфом.
Травертин - пориста різновидність карбонату кальцію, яка відкладається поверхневими або підземними водами.
Трансгресія - процес наступу моря на сушу, який проходить в результаті опускання земної кори під впливом низхідних тектонічних рухів або при підняті рівня води Світового океану.
Трахіт - кайнотипна середня гірська порода сублужного ряду, складена із лужного польового шпату, плагіоклазу тощо.
Тріщинуватість - явище розділення гірських порід земної кори тріщинами різної протяжності, форми й просторової орієнтації.
Туф вулканічний - щільна гірська порода, утворена із твердих продуктів вулканічних вивержень в наступному ущільнених і зцементованих.
Туфи - осадові зцементовані високопористі гірські породи.
Український щит - геологічна структура, що являє собою брилеве підняття фундаменту південно-західної частини Східноєвропейської платформи.
Улоговина - від’ємна форма рельєфу, замкнута з усіх боків або відкрита з одного чи двох протилежних боків.
Ультраметаморфізм - регіональний метаморфізм, що супроводжується утворенням магматитів.
Ультраосновні гірські породи - група магматичних гірських порід з низьким вмістом кремнезему (30-45%).
Ураніт - мінерал класу оксидів UO2
Ущелина - вузька, з крутими стінками частина долини.
Ф
Факоліт - безкорневе інтрузивне тіло лінзовидної форми, що залягає в склепінні антиклінальної або мульді синклінальної складок узгодженно із вміщуючими породами.
Фанерозой - еон, сукупність палеозою, мезозою і кайнозою.
Фація - особливості гірських порід які відтворюють умови їх формування.
Фізичне вивітрювання - механічне вивітрювання порід, в результаті якого порода подрібнюється на уламки певної величини.
Філіт - метаморфічна сланцювата порода з дрібними лусками слюд.
Фільтрація - рух підземних вод, нафти або газу в пористих або тріщинуватих гірських породах під дією сили гравітації.
Фірн - спресований сніг в районі розвитку льодовиків.
Флексура - більш круте залягання гірських порід на фоні єдиної монокліналі.
Фліш - формаційно єдина потужна товща осадочних порід з чітко вираженою ритмічною шаруватістю.
Флювіогляціальні відклади - відклади потоків талих льодовикових вод.
Флюїд - будь-яка речовина, поведінку якої при деформаціях можна описати законами механіки порід.
Флюорит - мінерал класу фторидів CaF2 .
Фокус землетрусу - центр землетрусу, від якого поширюються сейсмічні хвилі.
Формація геологічна - природна сукупність гірських порід, пов’язаних загальністю умов свого утворення.
Фосфатні руди - природні мінеральні утворення, що містять фосфор в таких сполуках і концентраціях, при яких їх промислове використання технічно можливе та економічно вигідне.
Фосфорити - осадові гірські породи основним елементом яких є скрито – або мікрокристалічніфосфати кальцію з групи апатиту.
Фумароли - невеликі отвори і тріщинки по яких піднімається струмені гарячої водяної пари і газів, що виділяються із магми і незастиглих лавових потоків та пірокластичних відкладів.
Фундамент платформи - нижній структурний ярус платформи, підстелюючий її чохол, утворений інтенсивно деформованими і метаморфізованими породами, пронизаними гранітами та іншими інтрузіями.
Халцедон - мінерал, скритокристалічний агрегат неупорядкованого кварцу.
Халькопірит – мінерал класу сульфідів, близький за складом до CuFeS2 .
Хемогенні гірські породи – група порід, які утворилися безпосередньо шляхом хімічного осадження із вод або розчинів без участі біологічних процесів.
Хімічне вивітрювання – процес руйнування мінералів і гірських порід при хімічних реакціях.
Хлориди природні – клас порід, солі соляної кислоти.
Хлорити – група шаруватих силікатів, забарвлених у зелені кольори різних відтінків.
Цементація – процес з’єднання зерен пухких відкладів мінеральною речовиною, яка відкладається із водних розчинів.
Цеоліти – водовміщуючі мінерали класу силікатів.
Циклон – область низького атмосферного тиску, в якій вітри дують від центру до периферії проти годинникової стрілки в північній півкулі, і за в південній.
Цирк – форма рельєфу, заглиблення з крутим схилом у вигляді амфітеатру.
Цокольна тераса – тераса, вироблена водними потоками в корінних породах.
Цунамі – величезні хвилі, які виникають на поверохні води і в її товщі при підводних землетрусах.
Чанокіт – гірська порода сімейства низьколужних гранітів.
Чорні піски – піски з підвищеною концентрацією темних мінералів.
Шар – геологічне тіло плоскої форми, складено по всьому протязі одновіковими осадовими породами і обмежене двома різновіковими поверхнями осадження.
Шаруватість гірських порід – будова гірських порід у вигляді налягаючих один на другий шарів, що розрізняються мінеральним складом, кольором, особливостями складових частин породи та іншими ознаками.
Шахта – виробничий об’єкт, який здійснює видобуток корисної копалини за допомогою системи підземних гірничих виробок.
Шельф – відносно мілководні ділянки дна океанів, окраїнних і внутрішніх морів.
Шлак вулканічний – вулканічне скло з пухирцевою структурою, яка утворюється при розчиненні газів в процесі застивання лави.
Шлаковий конус – конус виносу ріки або потоку, складений уламками вулканічного шлаку.
Шліф – тонкий (0,02-0,03мм) зріз гірської породи або мінералу, призначений для вивчення його під мікроскопом в променях поляризованого світла.
Шліх – концентрат важких мінералів, які залишаються після промивки у воді природних розсипчастих відкладів або подрібнених гірських порід.
Шток – тіло гірських порід або корисних копалин, що має циліндричну, каплеподібну або ізометричну форму.
Шурф – вертикальна або похила гірська виробка, проведена з поверхні землі для пошуку і розвідки корисних копалин або інших геологічних досліджень.
Щебінь – розсипчаста крупноуламкова порода, яка складається із майже необкатаних гострокутних уламків твердих порід розміром від 10 до 100 мм.
Щит кристалічний – крупний виступ фундаменту платформи, що зберігав на протязі великої частини його історії стійко припідняте положення і лише ненадовго, в епохи максимальних трансгресій, перекривався мілким морем.
Щітовий вулкан – вулканічний конус з дуже пологими стінками.
Ювенільні води – підземні води ендогенного походження, які вперше поступають з глибин в підземну геосферу.
Юрська система – комплекс відкладів, що утворився протягом юрського періоду.
Юрський період – другий період мезозойської ери геологічної історії Землі.
Ядро Землі – центральна геосфера радіусом біля 3470 кілометрів.
Ядерний вибух – вибух, викликаний виділенням внутрішньої ядерної енергії.
Яйла – майже безлісі плосковершинні плато головного пасма Кримських гір.
Янтар – природна органічна сполука, викопна смола хвойних дерев.
Яр – ерозійна долина утворена тимчасовими водними потоками.
Ярозит – мінерал класу сульфатів KFe3[SO4]2 (OH)6
Ярус геологічний – одиниця загальної (міжнародної) стратиграфічної шкали.
Яшма – осадочно-метаморфічна гірська порода, яка супроводжує офіолітові комплекси.
PAGE 4